نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 گروه زمینشناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران
2 گروه زمینشناسی اقتصادی، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران
چکیده
کلیدواژهها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The Some-Ahani and Ferezneh prospect areas are two of the eastern anomalies of
Khaf’s Sangan iron mine in Khorasan Razavi province. Biotite monzonite porphyry and
biotite syenogranite Tertiary plutons occurred in the area of study. Due to the severe alteration of biotite monzonite porphyry intrusion, geochemical studies have been
focused on the biotite syenogranite. It is chemically peraluminous, moderate to high
potassic and magnesian and its tectonic setting is of post orogenic. In both A-type
granites and in differentiated peralkaline I-type granitic rocks: negative Eu anomaly,
mild enrichment of LREE, positive, relatively flat HREE pattern, negative anomalies of
Ba, Sr, La, Ce, Ti, and large amount of Ga (16- 24 ppm) are the same. On the basis of
major oxide values and SiO2 vs. FeOt/MgO ratio, the prospect area samples fall in the
range of I-type granites. Variations in the minor and trace elements in all samples
indicate fractional crystallization in separation of plagioclase, alkali feldspar and biotite,
generated by fractional crystallization from an I-type granitic magma poor in P. Increase
in HFS elements such as Ga and Nb is associated with the differentiation of these
granites. Comparison of the intrusions studied with Bermani and Sarkhar rocks in
southeast Sangan shows that variations in the major, minor and rare earth elements are
similar to each other and to those of I-type granites, which can be differentiated by various degrees of partial melting of andesite and dacite protolith or are produced by a
two-stage process of remelting intermediate rocks.
کلیدواژهها [English]
مجموعه معدنهای سنگآهن سنگان خواف در استان خراسان رضوی، 300 کیلومتری جنوبخاوری مشهد و 40 کیلومتری جنوبخاوری خواف جای دارند. Karimpour (2004) و Karimpour و همکاران (2006) معدن سنگآهن سنگان را بخشی از پهنه آتشفشانی-نفوذی خواف-کاشمر-بردسکن برشمردهاند (شکل 1). این پهنه، خاستگاه کانیسازی تیپ اکسیدآهن است (Karimpour and Malekzadeh Shafaroudi, 2006).
این معدن مهم و ارزشمند اسکارن آهن، در طولهای جغرافیایی ´45°60 تا ´24°60 و عرضهای جغرافیایی ´33°34 تا ´26°34 جای دارد و بزرگترین معدن آهن باختر آسیا با گنجایش بیش از هزار میلیون تن و عیار آهن 54 درصد بهشمار میرود ( (Golmohammadi et al., 2015.
شکل 1- پهنه ولکانیک- پلوتونیک خواف- کاشمر- بردسکن، گسل درونه و جایگاه معدن سنگان (جنوبخاوری مشهد، شمالخاوری ایران)
مجموعه کانسارهای سنگآهن سنگان در محدودهای مستطیلشکل بهدرازای 26 کیلومتر و پهنای 8 کیلومتر از باختر به خاور جای دارد (شکل 2). این مجموعه به سه ناحیه خاوری، مرکزی و باختری پهنهبندی شده و هر ناحیه شامل چندین کانسار است. در ناحیه باختری، 5 کانسار به نامهای A، A'، B، C شمالی و C جنوبی، در ناحیه مرکزی، دو کانسار مهم به نامهای دردوی و باغک و در بخش خاوری نیز 6 آنومالی رخنموندار سنجدک 1، سنجدک 2، سنجدک 3، معدنجو، سمآهنی و فرزنه (شمالی، باختری و جنوبی) بهچشم میخورد. ناحیه مرکزی و باختری معدن از بخشهای اصلی و مهم معدن بهشمار میروند.
بررسیهای گستردهای بر روی کانسارهای گوناگون این ناحیه از دیدگاه کانیشناسی اسکارن، زمینشیمی کانیسازیهای مگنتیت و اسکارن، زمینشیمی سنگ خاستگاه، سنگشناسی و سنسنجی تودههای نفوذی انجام شده است (Karimpour, 1991; Karimpour, 2004; Karimpour et al., 2006; Karimpour and Malekzadeh Shafaroudi, 2008; Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2014; Golmohammadi et al., 2015). آنومالیهای بخش خاوری، مراحل اکتشاف مقدماتی را میگذرانند و دادههای بسیار اندکی از زمینشناسی، سنگشناسی و کانهزایی آنها در دست است.
شکل 2- جایگاه کانسارهای سهگانه معدن سنگان (بخشهای باختری، مرکزی و خاوری) و منطقههای اکتشافی سمآهنی و فرزنه (خراسان رضوی)
در این پژوهش، سنگنگاری و زمینشیمی تودههای نفوذی محدودههای اکتشافی سمآهنی و فرزنه (شمالی و باختری) که از آنومالیهای خاوری معدن سنگآهن سنگان هستند، بررسی میشوند. این دو آنومالی در 40 کیلومتری جنوب تایباد و در 15 کیلومتری جنوبخاوری کرات و 2 کیلومتری جنوبباختری روستای فرزنه، میان طولهای جغرافیایی ´´30´36°60 تا ´´45´33°60 و عرضهای جغرافیایی ´29°34 تا ´21°34 جای گرفتهاند (شکل 2). هدف این پژوهش، تهیه نقشه زمینشناسی برای تفکیک و شناسایی تودههای نفوذی و زمینشیمی و پیدایش آنها و در پایان، مقایسه آن با تودههای نفوذی دیگر در خاور و باختر این محدوده و بخش اصلی معدن سنگان است. بررسیهای سنگشناسی و سنگزایی تودههای نفوذی، از اهداف مهم در شناخت جایگاه زمینساختیِ ماگما (تکتونوماگمایی) است. ازاینرو، در این پژوهش، سنگشناسی، زمینشیمی و همچنین، جایگاه جایگاه زمینساختی تودههای نفوذی پهنه ولکانیک- پلوتونیک خواف- کاشمر- بردسکن بررسی میشوند.
روش انجام پژوهش
برای دستیابی به اهداف این بررسی، نمونهبرداری از سنگهای آذرین و تودههای نفوذی در گسترهای به بزرگی 13 کیلومتر مربع انجام و 150 نمونه برداشت شد. در پایان 100 مقطع نازک آماده و بررسیهای سنگنگاری، کانیشناسی و سنگشناسی آنها در آزمایشگاه زمینشناسی اقتصادی دانشگاه فردوسی مشهد انجام شد. پس از بررسی مقاطع نازک، نقشه زمینشناسی با بهکارگیری یافتههای بهدست آمده از بررسی مقاطع و دادههای صحرایی رسم شد. برای بررسی زمینشیمیایی عناصر اصلی و فرعی، از میان نمونههای توده نفوذی، 11 نمونه که دارای کمترین دگرسانی و هوازدگی بودند، برای تجزیه XRF به آزمایشگاه سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور در تهران فرستاده شدند. این مرکز دارای دستگاه XRF مدل S4 Explorer (ساخت شرکت Bruker آلمان) است. همان نمونهها برای تجزیه ICP-MS با روش ذوب قلیایی و شناسایی مقادیر عناصر فرعی و کمیاب به آزمایشگاه S.G.S. سوییس فرستاده شدند.
زمینشناسی
معدن سنگآهن سنگان خواف در پهنه خواف- کاشمر- بردسکن جای دارد. این پهنه بیشتر از سنگهای آتشفشانی اسیدی تا حد واسط و گاه مافیک با سن ترسیری ساخته شده است. این سنگها ترکی داسیتی و آندزیتی دارند و تودههای گرانیتوییدی با ترکیبی از گرانیت، گرانودیوریت و دیوریت در آنها نفوذ کردهاند (Karimpour, 2004; Karimpour et al., 2006). پهنه ولکانیک- پلوتونیک خواف- کاشمر- بردسکن با گسترش خاوری- باختری و خمیدگی بهسوی شمال، در شمال گسل درونه (گسل بزرگ کویر) جای دارد. چنانچه از یکسو، تا افغانستان و از سوی دیگر، بیارجمند در نظر گرفته شود، این پهنه دارای درازایی بیش از ٣۵٠ کیلومتر و پهنایی از ١۵ تا ٨٠ کیلومتر است (شکل 1).
در این بررسی، منطقههای اکتشافی سمآهنی و فرزنه بررسی میشوند. این دو منطقه در خاور مجموعه معادن سنگان و در نزدیکی روستاهای رهنه و فرزنه (از توابع تایباد) جای دارند. کهنترین سازندهای این مناطق، شیلها و ماسهسنگهای رسوبی ژوراسیک هستند (شکل 3). سنگهای آهکی بلورین و گاه سنگهای دولومیتی تیرهرنگ از واحدهای کربناته کرتاسه هستند که در جاهایی که شرایط زمینشناسی و زمینساختی فراهم بوده است به اسکارن تبدیل شدهاند (شکل 3). در این سنگها کانیزایی اکسیدآهن دیده میشود. ورود سیالات گرمابی در سنگهای کربناتی میزبان، تبلور دوباره سنگهای کربناتی، تبدیل آنها به مرمر و دولومیت، پیدایش کانیهای اسکارن و کانهزایی آهن بهصورت دیرزاد را در پی داشته است. در پی ماگماتیسم ترسیری سنگهای آتشفشانی و نفوذی در این منطقه رخنمون پیدا کردهاند.
شکل 3- نقشه زمینشناسی، دگرسانی و کانهزایی در محدوده مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (جنوبخاوری مشهد، خراسان رضوی)
برونزد کوچکی از توفهای سبز رنگ ائوسن در باختر نقشه دیده میشود. توده نفوذی بیوتیتمونزونیت پورفیری با رنگ خاکستری (در صحرا) در باختر منطقه دیده میشود. این توده دارای دگرسانی و هوازدگی شدیدی بوده، بلورهای کشیده و سیاه بیوتیت در زمینه روشن خودنمایی میکنند. به نظر میرسد که این توده از اسکارن کهنتر باشد و دگرسانی گسترده در این توده پیامد محلولهایی باشد که سنگهای کربناته منطقه را دچار اسکارنزایی کردهاند. توده بیوتیتسینوگرانیت به رنگ صورتی کمرنگ (در صحرا) و با گستردگی بیشتر در شمال و شمالخاوری نقشه دیده میشود (شکل 3). بلورهای درشت پلاژیوکلاز و آلکالیفلدسپار و بافت دانهدرشت در نمونه دستی و ریختشناسی (morphology) کمابیش ملایم در منطقه از ویژگیهای این توده است. مرز توده یادشده با واحدهای کربناتی و اسکارنی بهصورت گسله است. میتوان گفت که این توده از توده بیوتیتمونزونیت پورفیری، دگرسانی و هوازدگی کمتری دارد.
سنگنگاری تودههای نفوذی
بیوتیت مونزونیت پورفیری: بافت این توده پورفیری با زمینه دانهریز است. نزدیک به 40 تا 45 درصد حجمی درشتبلور دارد. آلکالیفلدسپار با اندازه 1 تا 6/3 میلیمتر و به میزان 15 تا 18 درصد حجمی، پلاژیوکلاز (الیگوکلاز، آلبیت) با اندازه 5/0 تا 2 میلیمتر و به میزان 15 تا 18 درصد حجمی، کوارتز (2 تا 3 درصد حجمی) و بیوتیتهای 2/0 تا 1 میلیمتری به میزان 3 تا 6 درصد حجمی از درشتبلورهای این سنگها هستند (شکل 4- A).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از تودههای نفوذی در مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (جنوبخاوری مشهد). A) توده بیوتیتمونزونیت پورفیری که بهشدت دچار دگرسانی کربناتی و سیلیسی شده است؛ B) توده بیوتیتسینوگرانیت که بافت هیپایدیومورف گرانولار و پرتیت در آن دیده میشود (نام اختصاری کانیها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است: Bt: بیوتیت؛ Or: آلکالیفلدسپار؛ Qz: کوارتز)
زمینه سنگ از آلکالیفلدسپار، پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و کانیهای کدر (مگنتیت)، فرعی و ثانویه و همچنین، رگچههای اکسید آهن ساخته شده است. به میزان 3 تا 5 درصد حجمی کانیهای فرعیِ زیرکن و اسفن و همچنین، کانیهای کدر در زمینه سنگ دیده میشود. عملکرد سیالهای گرمابی، دگرسانی ارتوکلاز و پلاژیوکلاز به کانیهای رسی (10 درصد) و همچنین، دگرسانی گسترده کربناتی و سیلیسی (60 درصد) را در پی داشته است.
بیوتیت سینوگرانیت: بافت این توده، هیپایدیومورف گرانولار، پرتیتی و گاه گرافیک است. کانیشناسی آن شامل آلکالیفلدسپار با اندازه 5/1 میلیمتر تا 2 سانتیمتر به میزان 50 تا 55 درصد حجمی، پلاژیوکلاز (الیگوکلاز، آلبیت) به میزان 5 تا 12 درصد و با اندازه 1 میلیمتر تا 5/1 سانتیمتر، کوارتز با اندازه 2/0 تا 5/0 میلیمتر و به میزان 20 تا 25 درصد حجمی و بیوتیتهای 5/0 تا 1 میلیمتری به میزان 5 تا 8 درصد حجمی است (شکل 4- B). گاه بلورهای هورنبلند که مقدار آنها به یک درصد حجمی میرسد، با اندازه 5/0 تا 8/0 میلیمتر نیز دیده میشوند. کانیهای فرعی زیرکن، اسفن، آپاتیت، مگنتیت و همچنین، کانیهای کدر و فرعی تا 5 درصد حجمی در زمینه سنگ دیده میشود. عملکرد سیالهای گرمابی، دگرسانی ارتوکلاز و پلاژیوکلاز به کانیهای رسی (10 درصد) و پیدایش کلسیت و کوارتز را در پی داشته است. در پی دگرسانی ارتوکلاز و پلاژیوکلاز، تودههای نفوذی دچار دگرسانی بسیار ضعیف سریسیتی، آرژیلیکی، و به مقدار کمتر، سیلیسی و کربناته (در مجموع کمتر از 5 درصد) شدهاند.
زمینشیمی تودههای نفوذی
بهعلت دگرسانی شدید توده بیوتیتمونزونیت پورفیری، انجام تجزیه زمینشیمیایی آن امکانپذیر نبود؛ ازاینرو، تنها توده بیوتیتسینوگرانیت تجزیه شیمیایی شد که البته گستردگی بیشتری را نیز در منطقه دارد. در ادامه به بررسی دادههای بهدست آمده پرداخته میشود:
زمینشیمی اکسیدهای اصلی: مقدار SiO2 از 4/66 تا 1/79 درصد وزنی است (جدول 1). در نمودار Middlemost (1985)، جایگاه نمونهها در محدوده گرانیت و گرانودیوریت است (شکل 5- A). مقدار K2O از 6/1 تا 2/5 درصد وزنی، مقدار Na2O از 5/2 تا 3/4 درصد وزنی و نسبت K2O/Na2O از 37/0 تا 12/2 هستند. در نمودار Peccerillo و Taylor (1976)، نمونهها سرشت کالکآلکالن پتاسیم متوسط تا بالا نشان میدهند (شکل 5- B). اختلاف مقدار پتاسیم در دو نمونه میتواند پیامد جانشینی عنصر سدیم بهجای پتاسیم در ساختار کانیهایی مانند آلکالیفلدسپار باشد. برپایه نسبت مولی Al2O3/Na2O+K2O و Al2O3/CaO+Na2O+K2O در نمودار Shand (1943)، نمونهها پرآلومینوس هستند و بیشتر آنها دارای A/CNK کمتر یا مساوی 1/1 هستند (شکل 5- C). برپایه ردهبندی Chappell و White (2001)، گرانیتوییدهای نوع I دارای A/CNK کمتر از 1/1 و گرانیتوییدهای نوع S دارای A/CNK بیش از 1/1 هستند (شکل 5- C). همچنین، در نمودار Frost و همکاران (2001)، نمونههای توده نفوذی سرشت منیزیمی (شکل 6- A) و کلسیک تا آلکالیکلسیک دارند (شکل 6- B).
زمینشیمی عناصر فرعی و خاکی نادر: ضریب توزیع عناصر میان کانی و ماگما، مهمترین عامل تغییرات ترکیب ماگمای پدیدآمده و همچنین، جدایش بلوری در هنگام تبلور است. ضریب توزیع عناصر میان کانی و ماگما به عوامل فراوانی، مانند نوع کانی، تغییرات ترکیب کانی و شرایط ذوب (مانند: فشار، میزان آب، فوگاسیته اکسیژن- CO) بستگی دارد. بسیاری از عناصری که ضریب توزیع کمتر از یک دارند (Lu، Y، و Yb در کانی گارنت) با ذوببخشی کم وارد ماگما میشوند؛ اما مقدار اندکی از عناصری که دارای ضریب توزیع بیشتر از یک هستند (مانند: La و Ce در کانی گارنت) با ذوببخشی کم وارد ماگما میشوند.
جدول 1- دادههای اکسید عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) و عنصرهای کمیاب و خاکی نادر (برپایه ppm) برای تودههای نفوذی مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (جنوبخاوری مشهد).
Sample code |
S4-31 |
S4-30 |
S4-29 |
S4-20 |
S4-45 |
S4-39 |
F-128 |
F-111 |
F-35 |
F-136 |
F-23 |
Rock type |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Biotite syenogranite |
Latitude |
34°29'41"N |
34°29'42"N |
34°29'41"N |
34°29'36"N |
34°29'37"N |
34°29'37"N |
34°30'4"N |
34°30'22"N |
34°30'35"N |
34°30'23"N |
34°30'30"N |
Longitude |
60°34'3"E |
60°34'2"E |
60°34'1"E |
60°33'47"E |
60°34'12"E |
60°34'5"E |
60°34'35"E |
60°34'42"E |
60°35'36"E |
60°34'30"E |
60°35'23"E |
Sample No. |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
10 |
11 |
SiO2 |
72.3 |
75.4 |
72.4 |
79.1 |
74.3 |
71.9 |
74.0 |
71.0 |
71.5 |
66.4 |
67.3 |
TiO2 |
0.4 |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
0.5 |
0.3 |
0.5 |
0.4 |
0.9 |
0.8 |
Al2O3 |
13.7 |
12.3 |
14.1 |
11.5 |
13.2 |
13.5 |
13.7 |
13.8 |
13.7 |
15.3 |
15.9 |
FeOt |
2.1 |
2.0 |
2.0 |
0.8 |
2.0 |
2.7 |
2.1 |
3.1 |
2.5 |
5.1 |
4.4 |
MnO |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
MgO |
0.5 |
0.4 |
0.4 |
0.1 |
0.5 |
0.6 |
0.6 |
0.8 |
0.7 |
1.5 |
1.1 |
CaO |
2.1 |
1.0 |
1.9 |
0.5 |
1.5 |
2.0 |
1.6 |
2.4 |
1.9 |
3.5 |
3.3 |
Na2O |
2.8 |
2.5 |
2.8 |
2.9 |
2.6 |
2.6 |
3.0 |
2.8 |
3.0 |
4.3 |
3.4 |
K2O |
4.5 |
5.2 |
5.0 |
4.7 |
4.8 |
5.0 |
4.0 |
4.4 |
4.0 |
1.6 |
2.2 |
P2O5 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.5 |
0.3 |
LOI |
1.3 |
0.6 |
0.8 |
0.3 |
0.5 |
0.9 |
0.5 |
0.9 |
2.0 |
0.7 |
1.0 |
Total |
99.9 |
99.8 |
99.8 |
99.9 |
99.9 |
99.8 |
99.9 |
99.9 |
99.9 |
99.8 |
99.7 |
Ba |
729 |
578 |
583 |
185 |
632 |
695 |
791 |
969 |
804 |
351 |
989 |
Rb |
168 |
196 |
186 |
303 |
237 |
213 |
155 |
151 |
136 |
98.7 |
120 |
Sr |
272 |
195 |
268 |
44.7 |
236 |
282 |
319 |
348 |
359 |
353 |
492 |
Nb |
34.7 |
29.1 |
23.8 |
15 |
28 |
36.1 |
45.7 |
60 |
52.6 |
69.9 |
44.1 |
Ni |
7 |
7 |
7 |
6 |
6 |
7 |
8 |
9 |
9 |
10 |
12 |
Co |
4.6 |
4.4 |
3.1 |
1.5 |
5.1 |
2 |
4.6 |
7.1 |
4.3 |
17.9 |
11.1 |
Zn |
15 |
6 |
7 |
5 |
13 |
7 |
12 |
21 |
19 |
21 |
9 |
Cr |
112 |
115 |
116 |
178 |
105 |
102 |
68 |
83 |
90 |
62 |
62 |
La |
59.4 |
71.7 |
67.6 |
54.1 |
87 |
80.6 |
76.3 |
76.2 |
63.7 |
59.1 |
58 |
Ce |
116 |
111 |
96.3 |
71.9 |
110 |
126 |
143 |
175 |
151 |
153 |
121 |
Pr |
10.8 |
9.62 |
8.16 |
5.15 |
9.37 |
11.2 |
14.2 |
18.2 |
15.5 |
17.7 |
12.6 |
Nd |
34.7 |
29.1 |
23.8 |
15 |
28 |
36.1 |
45.7 |
60 |
52.6 |
69.9 |
44.1 |
Sm |
5.1 |
4.1 |
3.8 |
1.9 |
4.6 |
5.9 |
6.9 |
9.1 |
8 |
14.2 |
6.9 |
Eu |
1.23 |
0.84 |
0.94 |
0.19 |
0.94 |
1.27 |
1.11 |
1.76 |
1.83 |
1.8 |
2 |
Gd |
4.57 |
3.96 |
3.33 |
1.83 |
4.25 |
5.24 |
6.59 |
8.09 |
7.02 |
12 |
6.12 |
Tb |
0.57 |
0.44 |
0.45 |
0.35 |
0.66 |
0.83 |
0.73 |
1.09 |
0.96 |
1.83 |
0.82 |
Dy |
3.22 |
2.63 |
2.5 |
1.43 |
2.99 |
4.18 |
4.15 |
5.89 |
4.72 |
11.7 |
4.19 |
Ho |
0.56 |
0.36 |
0.55 |
0.29 |
0.57 |
0.8 |
0.77 |
1.02 |
0.9 |
2.38 |
0.68 |
Yb |
1.5 |
1.6 |
2.3 |
1.9 |
2.2 |
3.2 |
2.2 |
3 |
2.9 |
7 |
2 |
Lu |
0.4 |
0.3 |
0.44 |
0.35 |
0.35 |
0.48 |
0.34 |
0.54 |
0.49 |
1 |
0.36 |
Y |
17.8 |
13.5 |
19.5 |
14.1 |
23.2 |
29.7 |
22.9 |
30.4 |
28.9 |
65.9 |
21.5 |
Cs |
2.6 |
3.6 |
1.9 |
3.1 |
2.8 |
2.9 |
4.8 |
2.3 |
1.8 |
2.7 |
5.5 |
Ta |
1.2 |
1 |
1.5 |
2.6 |
1.3 |
1.9 |
1.3 |
2 |
2 |
2.6 |
0.9 |
Hf |
5 |
4 |
6 |
4 |
6 |
8 |
5 |
7 |
7 |
7 |
7 |
Ga |
18 |
16 |
20 |
16 |
17 |
20 |
17 |
18 |
18 |
23 |
24 |
Pb |
37 |
32 |
29 |
7 |
25 |
27 |
34 |
31 |
21 |
10 |
15 |
Th |
35.4 |
45.7 |
47.4 |
68.3 |
42.7 |
57.2 |
35.2 |
39.4 |
37.8 |
17 |
17.2 |
U |
4.31 |
4.79 |
3.92 |
10.3 |
5.06 |
5.75 |
3.9 |
5.1 |
3.96 |
3.86 |
1.73 |
K2O/Na2O |
1.59 |
2.12 |
1.75 |
1.63 |
1.83 |
1.90 |
1.33 |
1.55 |
1.34 |
0.37 |
0.65 |
Lan/Ybn |
26.70 |
30.21 |
19.82 |
19.20 |
26.66 |
16.98 |
23.38 |
17.13 |
14.81 |
5.69 |
19.55 |
Eu/Eu* |
0.78 |
0.64 |
0.81 |
0.31 |
0.65 |
0.70 |
0.50 |
0.63 |
0.75 |
0.42 |
0.94 |
شکل 5- جایگاه ترکیب تودههای نفوذی مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (جنوبخاوری مشهد) در: A) نمودار Middlemost (1985)؛ B) نمودار Peccerillo و Taylor (1976)؛ C) نمودار نسبت مولی Al2O3/Na2O+K2O در برابر Al2O3/CaO+Na2O+K2O (Shand, 1943)، با تغییرات پیشنهادیِ Chappell و White (2001)
شکل 6- جایگاه ترکیبی تودههای نفوذی مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (جنوبخاوری مشهد) در نمودارهای Frost و همکاران (2001): A) نمودار SiO2 در برابر FeOt/ (FeO+MgO)؛ B) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O-CaO
با بررسی فراوانی REE در نمودارهای عنکبوتی میتوان به ژرفای نسبی پیدایش ماگما، شناسایی نوع و درصد کانیهای سنگ خاستگاه، شرایط ذوب، درصد ذوب، نوع ذوب و ... پی برد. از نسبت Lan/Ybn نیز میتوان دارابودن گارنت و ژرفای ذوب را برآورد کرد. همچنین، از غنیشدگی LREE میتوان به درجه کم ذوببخشی گوشته اولیه پی برد (Reagan and Gill, 1989). مقدار عناصر فرعی و خاکی کمیاب در جدول 1 و در نمودار عنکبوتی بهنجارشده نسبت به کندریت (Boynton, 1984) و گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) (شکل 7) آورده و نشان داده شدهاند.
شکل 7- ترکیب تودههای نفوذی مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (جنوبخاوری مشهد) در: A) نمودار عنکبوتی عناصر خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ B) نمودار عنکبوتی عناصر فرعی و خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Frost et al., 2001).
عناصر خاکی نادر، غنیشدگی کمابیش ملایمی از LREE را نشان میدهند (شکل 7- A) الگوی عناصر REE و مقادیر کم Lan/Ybn که تغییراتی از 69/5 تا 2/ 30 نشان میدهد (جدول 1) نشاندهنده پیدایش ماگما در ژرفای کمتر از گستره پایداری گارنت و یا کمبودن مقدار این کانی در ناحیه خاستگاه هستند. ناهنجاری منفی Eu و همچنین، مقادیر بسیار کم Eu/Eu* که از 3/0 تا 9/0 است، میتواند پیامد حضور پلاژیوکلاز و آلکالیفلدسپار در خاستگاه و یا جدایش بلوری این کانی باشد. در نمودار عناصر فرعی و کمیاب، غنیشدگی از عناصر کوچکیون LFSE (K، Cs، Ba، Rb) و عناصر ناسازگاری که رفتار همانند آنها دارند (مانند: Th) نسبت به عناصر بزرگیون HFSE (Y، Zr، Ta، Nb، Ti) دیده میشود (شکل 7- B). همچنین، تهیشدگی Ta و Nb میتواند نشاندهنده تهیشدگی پیشین در سنگهای مخزن گوشته باشد (Gust et al., 1997; Walker et al., 2001). عناصر HFSE میتوانند در فازهایی مانند روتیل و ایلمنیت وارد شوند که این پدیده نشاندهنده ورقه فرورو است (Ryerson and Watson, 1987). مقدار کم Nb و Ti (جدول 1؛ شکل 7- B) میتواند پیامد دارابودن اکسیدهای Fe-Ti یا کانیهای دارای Nb و Ti در پسمانده ماگمای مادر در محل مخزن باشد (Reagan and Gill, 1989; Martin, 1999).
جایگاه زمینساختی
بر پایه مقادیر اکسیدهای اصلی و در نمودار Maniar و Piccoli (1989)، جایگاه زمینساختی نمونهها در محدوده پس از کوهزایی جای میگیرد (شکلهای 8- A و 8- B). همچنین، در نمودارهای Maniar و Piccoli (1989)، Pearce و همکاران (1984)، Pearce (1996) و نمودار Harris و همکاران (1986) و بر پایه مقدار Rb، Nb، Yb، Hf و Ta، نمونهها در جایگاه زمینساختی پهنه فرورانش و پس از برخورد جای میگیرند (شکل 8).
شکل 8- جایگاه تودههای نفوذی مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (جنوبخاوری مشهد) در: A و B) نمودارهای Maniar و Piccoli (1989)؛ C و D) نمودارهای Pearce و همکاران (1984) (محدوده گرانیتهای پس از کوهزایی از Pearce (1996) است)؛ E) نمودار Harris و همکاران (1986) (POG: گرانیتوییدهای پس از کوهزایی؛ CCG: گرانیتوییدهای برخورد قارهای؛ CAG: گرانیتوییدهای حاشیه قارهای؛ IAG: گرانیتوییدهای جزایر کمانی؛ RRG: گرانیتوییدهای ریفت؛ CEUG: گرانیتوییدهای خشکیزایی؛ syn-COLG: گرانیتهای همزمان با برخورد قارهای؛ post-COLG: گرانیتهای پس از کوهزایی؛ VAG: گرانیتهای پهنه آتشفشانی پهنه فرورانش؛ WPG: گرانیتهای درونصفحهای؛ ORG: گرانیتهای پهنه گسترش)
جایگاه ترکیبی تودههای نفوذی این مناطق در نمودارهای عناصر اصلی FeOt/MgO و Na2O+K2O/CaO در برابر 10000*Ga/Al (شکلهای 9- A و 9- B) و عناصر فرعی Zn و Y در برابر 10000*Ga/Al (شکلهای 9- C و 9- D) در مرز گرانیتهای تیپ A و گرانیتوییدهای I و S است (Whalen et al., 1987). برپایه سنگنگاری نمونهها، دارابودن کانیهای بیوتیت و مگنتیت و همچنین، نبود مسکوویت و گارنت، گویای این است که ویژگیهای این تودهها به نوع I نزدیک است.
شکل 9- جایگاه تودههای نفوذی مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (خراسان رضوی) در: A و B) نمودارهای عناصر اصلی در برابر 10000*Ga/Al؛ C و D) نمودارهای عناصر فرعی در برابر 10000*Ga/Al (Whalen et al., 1987)
بحث و نتیجهگیری
جدایش فلدسپارها نشاندهنده تحولات ماگماهای فلسیک است. جدایش فلدسپار، بیوتیت، آپاتیت، مونازیت و ایلمنیت، نقش مهمی را در هنگام پیدایش گرانیتهای گوناگون بازی میکند. جدایش بیوتیت و فلدسپار علت اصلی تغییرات در عناصر اصلی است. همزمان، فلدسپار تغییرات Sr، Rb و Ba را نیز کنترل میکند. کانیهای فرعی آپاتیت، مونازیت و آلانیت REE را تغییر میدهند. ازاینرو، بررسی تغییرات مقدار Ba، Sr و Eu بسیار مهم است. جدایش Eu نشاندهنده جدایش آلکالیفلدسپار و یا پلاژیوکلاز در هنگام تحولات ماگمایی است؛ هرچند آنومالی منفی Eu میتواند پیامد شرایط احیا در هنگام پیدایش سنگ باشد (در اینجا برخی نمونهها دارای پذیرفتاری مغناطیسی کمتر از SI 5-10×300 هستند). سنگهای مافیک، آنومالی شدید Eu ندارند و آنومالی Eu منفی سنگهای فلسیک و جدایش فلدسپارهاست. تهیشدگی Sr-Eu نشانه جدایش پلاژیوکلاز و تهیشدگی Ba-Eu گویای جدایش آلکالیفلدسپار است (Wu et al., 2003). کاهیدگی بیشتر Ba نسبت به Sr (شکلهای 10-B و 10-B) نشان میدهد که در مرحلههای نخستین، جدایش پلاژیوکلاز و بیوتیت بیش از آلکالیفلدسپار بوده است و با پیشرفت تحولات ماگمایی، مقدار Sr تهیشدگی بیشتری نشان میدهد (شکلهای 10- A و 10- B). همچنین، آلکالیفلدسپار بیشتر از پلاژیوکلاز و بیوتیت دچار جدایش شده و با پیشرفت بیشتر تحولات، جدایش بیشتر آلکالیفلدسپار و بیوتیت روی داده است (شکل 10- C). افزونبراین، به نظر میرسد که کانیهای فرعی بیشتر تحولات عناصر خاکی کمیاب را کنترل میکنند (شکل 10- D). جدایش کانیهای فرعی بیشتر درباره آلانیت و مونازیت روی داده است تا آپاتیت. جدایش آپاتیت و آلانیت کاوشدن نمودار تغییرات REE را در پی دارد (Wu et al., 2003). در این پژوهش، نمودار تغییرات REE کمابیش هموار بوده و جدایش شدیدی در این کانیها روی نداده است (شکل 7- A). بهعلت تشابه ضریب مشارکت، جدایش تیتانیت میتواند رفتاری همانند آپاتیت داشته باشد. مونازیت نیز رفتاری همانند آلانیت دارد و تنها چولگی مثبت به سوی HREE را پدید میآورد (Wu et al., 2003).
گرانیتهای این مناطق سرشار از Si (4/66 تا 79 درصد وزنی)، پرآلومینوس (همانگونهکه گفته شد بیشتر نمونهها دارای A/CNK کمتر از 1/1 هستند و برپایه ردهبندی Chappell و White (2001)، در محدوده گرانیتهای نوع I جای میگیرند) و میزان آلکالی بالایی دارند. بالابودن مقدار K2O نشانه دارابودن پلاژیوکلاز، آلکالی فلدسپار و بیوتیت در خاستگاه است (Jiang et al., 2005).
مقدار FeOtکم و از 8/0 تا 5 درصد وزنی در تغییر است. همچنین، دامنه تغییرات FeOt/MgO از 3 تا 8 و مقدار FeOt/FeOt+MgO از 77/0 تا 89/0 متغیر هستند. این ویژگیها نشاندهنده سرشت منیزمی تودههای نفوذی است (شکل 6).
شکل 10- جایگاه ترکیبی تودههای نفوذی مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (خراسان رضوی) در: A و B) نمودار Sr در برابر Ba و نمایش پیدایش پلاژیوکلاز، فلدسپار و بیوتیت هنگام جدایش بلوری (Hanson, 1978)؛ C) نمودار Eu/Eu* در برابر Ba و نمایش پیدایش پلاژیوکلاز، فلدسپار و بیوتیت در هنگام جدایش بلوری (Breaks and Moore, 1992)؛ D) نمودار تغییرات عناصر REE هنگام تبلور و جدایش کانیهای فرعی (Arth, 1976; Green and Pearson, 1986; Mahood and Hildreth, 1983; Green et al., 1989; Yurimoto et al., 1990)
بررسی مقادیر REE در نمودار عنکبوتی (شکل 7- A) آنومالی منفی Eu، جدایش ملایم از LREE و الگوی مثبت تا نزدیک به هموار از HREE را نشان میدهد که با گرانیتهای بهشدت جدایشیافتة I و A همخوانی دارند (Champion and Chappell, 1992). آنومالی منفی Ba، Sr، La، Ce، Ti و Eu در هر گرانیتهای پرآلکالن A (Han et al., 1997) و گرانیتهای جدایشیافته I یکسان است (Champion and Chappell, 1992). رفتار REE در هر دو نوع گرانیت جدایشیافته I و A مانند هم است؛ اما الگوی REE3+ در گرانیتهای گروه A هموارتر است (Wu et al., 2003; Aliani et al., 2012).
به باور Loiselle و Wones (1979) گرانیتهای نوع A وابسته به پهنههای غیرکوهزایی هستند؛ اما بررسیها نشان میدهد که گرانیتهای A در همه پهنهها، از درون صفحهها تا حاشیه صفحهها، میتوانند پدید آیند (Bonin, 2007). بههرحال، گرانیتهای A نشانه محیطهای کششی هستند. بررسیهای ایزوتوپی نشان میدهد که این گرانیتها میتوانند هم از گوشته و هم از پوسته مشتق شوند (Trumbull et al., 2004; Goodge and Vervoort, 2006; Wei et al., 2008).
پژوهشگران بسیاری گرانیتهای گروه A را تعریف کردهاند (Loiselle and Wones, 1979; Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987; Creaser et al., 1991; King et al., 1997; Bonin, 2007.). هرچند درباره خاستگاه آنها هست؛ اما چندین مدل برای زایش آنها پیشنهاد شده است:
(1) جدایش بلوری از ماگمای بازالتی آلکالن (Loiselle and Wones, 1979; Turner et al., 1992)؛
(2) ذوببخشی از گرانولیت (پوسته زیرین کمابیش سخت) (Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987)؛
(3) ذوببخشی دما بالای گرانیتهای گروه I تونالیتی (Creaser et al., 1991; King et al., 1997)؛
(4) ذوببخشی شارنوکیت تهینشده، بیآب و سرشار از آلکالن (Landenberger and Collins, 1996; Jiang et al., 2005).
به پیشنهاد برخی پژوهشگران، گرانیتهای گروه A زیرمجموعه گروه I هستند (Bonin, 2007)؛ هرچند بررسیهای Landenberger و Collins (1996) در استرالیا این پیشنهاد را دچار چالش کرده است و نیازمند بررسیهای بیشتر و کاملتر است (Zhao et al., 2008).
Landerberger و Collins (1996) بر این باورند که مقدار عناصر فرعی و کمیاب (مانند: Ga، Sc ، Ce/Nb و Y/Nb) برای شتاسایی نوع گرانیتها قابل اعتماد نیستند؛ زیرا تغییرات آنها با کانیهای فرعی کنترل میشود و مقدار عناصر فرعی با جدایش افزایش مییابد؛ بهگونهایکه هیچ شباهتی به ماگمای مادر نخستین ندارد. Whalen و همکاران (1987) پیشنهاد دادهاند که در نمودارهای شناسایی تیپ گرانیت، با تغییرات اندک در مقدار Ga و یا Al، نمونهها در محدوده متفاوتی جای میگیرند. البته در مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه نیز افزایش در نسبت 10000*Ga/Al جایگرفتن نمونهها در گرانیتهای تیپ A را در پی دارد (شکل 9). برای نمونههای مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه، این نسبت از 4/2 تا 8/2 تغییر میکند و مقادیر بیشتر از 5/2 در محدوده گرانیتهای گروه A قرار میگیرند. از دیدگاه تغییرات عناصر اصلی در محور عمودی نمودارها برای FeOt/MgO و Na2O+K2O/CaO (شکلهای 9- A و 9- B) و عناصر فرعی Zn وY (شکلهای 9- C و 9- D)، مقادیر در محدوده گرانیتهای تیپ I و S جای میگیرند. هر دو نوع گرانیتهای تیپ A و I، دارای مقادیر فراوانی از Ga هستند. ازاینرو، پیشنهاد شده است که مقداراکسیدهای اصلی برای ردهبندی و شناسایی گروه گرانیتها بهکار گرفته شود (Whalen et al., 1987). یکی ازاین نمودارها، نمودارSiO2 در برابر FeOt/MgO (Eby, 1990) است (شکل 11) نمونهها در این نمودار در محدوده گرانیتهای تیپ I جای میگیرند. بررسی تغییرات عناصر فرعی و کمیاب در همه نمونهها نشاندهندة جدایش بلوری در جدایش پلاژیوکلاز، بیوتیت و آلکالیفلدسپار و کانیهای فرعی است. پس این تودهها از نوع I جدایشیافته هستند و در پی جدایش بلوری از یک ماگمای گرانیتی I و تهی ازP (میانگین P2O5 برابر 2/0 درصد وزنی) پدید آمدهاند.
گرانیتهای سمآهنی و فرزنه در مقدار عناصر HFSE، بهویژه Ga و Nb، افزایش نشان میدهند و این افزایش به جدایش گرانیتهای I وابسته است (Champion and Chappell, 1992).
شکل 11- جایگاه تودههای نفوذی مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه (خراسان رضوی) در نمودار SiO2 در برابر FeOt/MgO (Eby, 1990)
بررسی زمینشیمیایی تودههای باختری و مرکزی (شامل ناحیههای A، C شمالی و جنوبی، باغک و دردوی) (Golmohammadi et al., 2014; Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013) نشان میدهد که ماگمای غنی از SiO2 (63 تا 70 درصد وزنی) این تودهها بیشتر سرشت متاآلومینوس، منیزیمی، آلکالیکلسیک تا آلکالیک و شوشونیتی تا التراپتاسیک دارد و از گرانیتوییدهای نوع I و اکسیدان است. از دیدگاه پذیرفتاری مغناطیسی، این سنگها در گروه سری مگنتیت هستند و غنیشدگی ملایمی از LREE نشان میدهند. بالابودن مقدار Nb در این تودهها به نقش آلایش مذاب با پوسته قارهای بستگی دارد. بازه سنی این تودهها 39 تا 42 میلیون سال پیش است (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2014).
بررسی تودههای گرانیتی برمانی و سرخر در جنوبخاور سنگان (Golmohammadi et al., 2014) نشان میدهد که مقدار SiO2 در این تودهها از 65 تا 70 درصد وزنی است و سرشت متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوس و بیشتر شوشونیتی دارند. مقدار FeOt/FeOt+MgO آنها کم (5/0 تا 9/0) بوده و بیشتر منیزیمی هستند و بیشترین میزان P2O5 برابر 12/0 درصد وزنی است. در نمودار REE غنیشدگی از LREE دیده میشود. در نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) و گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) نیز غنیشدگی از عناصر HFSE (مانند: Ga، Hf، Nb ،Ta ، Y و Zr) و کاهیدگی شدید در Ba و Sr دیده میشود (شکل 12). جایگاه زمینساختی آنها پس از کوهزایی است و از گرانیتهای نوع A شناخته شدهاند؛ هرچند سرشت منیزیمی این تودهها با همانند گرانیتهای تیپ A نیست. این تودهها به سن 41 میلیون سال پیش هستند (Golmohammadi et al., 2014).
شکل 12- نمودارهای عنکبوتی تودههای گرانیتی برمانی و سرخر در جنوبخاوری معدن سنگان (Golmohammadi et al., 2014): A) عناصر خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ B) نمودار عنکبوتی عناصر فرعی و خاکی نادر بهنجارشده به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)
برپایه دادههای زمینشیمیایی و تغییرات عناصر اصلی و فرعی به نظر میرسد تودههای سرخر و برمانی (در جنوبخاوری معدن سنگان) دارای سرشت دوگانة A و I بوده و بیشباهت به ویژگیهای یادشده برای مناطق بررسیشده و گرانیتهای جدایشیافته I نیستند.
مقادیر REE در تودههای سرخر و برمانی و همچنین، مناطق بررسیشده، نشاندهنده آنومالی منفی Eu، جدایش ملایم از LREE، الگوی مثبت تا نزدیک به هموار HREE، آنومالی منفی Ba، Sr، La، Ce، Ti و Eu و افزایش در عناصر HFSE از جمله Ga و Nb بوده (شکل 12) و همگی گویای آنست که پیدایش این تودهها به جدایش گرانیتهای I وابسته بوده است (Champion and Chappell, 1992).
همچنین، تغییرات عناصر اصلی (مانند: Rb، Ba و Sr) با جدایش آلکالیفلدسپار و جدایش REE با کانیهای فرعی (مانند: آپاتیت، آلانیت و مونازیت) کنترل میشود (Wu et al., 2003). این پدیده در تودههای بهشدت جدایشیافته I دور از انتظار نیست.
ویژگیهای گرانیتهای I و A بسیار بهیکدیگر نزدیک است. جدایش بلوری پیدایش گرانیتهایی را در پی دارد که بسیار از TiO2، FeOt، MgO، CaO، Ba، Sr و Eu تهی و از Rb، Th و U سرشار شدهاند. گرانیتهای فلسیک I میتوانند در پی رویداد درجههای گوناگونِ ذوببخشی سنگ مادر (پروتولیت) آندزیت-داسیتی و یا در پی فرآیندهای دو مرحلهای از ذوب دوباره سنگهای حد واسط پدید آیند (Champion and Chappell, 1992).
از سوی دیگر، سرشت تودههای ناحیه مرکزی و باختری در منطقه سنگان نیز که از نوع I شناخته شده است (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2014)، از دیدگاه سنی و جایگاه زمینساختی با تودههای سرخر و برمانی (جنوبخاور معدن سنگان) همانند بوده و با این تودهها و تودههای مناطق اکتشافی سمآهنی و فرزنه شباهتهای زمینشیمیایی نشان میدهند. تفاوتها را میتوان به فرآیندهای جدایش و آمیزش وابسته دانست؛ هرچند که اظهار نظر قطعی نیازمند داشتن دادههای ایزوتوپی و سنسنجی در مناطق بررسیشده است.
سپاسگزاری
این مقاله مربوط به طرح شماره 3، به شماره 3/27118 بهتاریخ 20/2/1392، دانشگاه فردوسی مشهد است و با پشتیبانی این دانشگاه انجام شده است. از کارمندان معدن سنگان خواف، بهویژه مدیریت، کارکنان اکتشاف و همچنین، جناب آقای دکتر گلمحمدی سپاسگزاری میشود. نویسندگان، مراتب سپاس و قدردانی خود را از سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور برای انجام تجزیههای XRF، سازمان توسعه و نوسازی معادن و صنایع معدنی ایران (ایمیدرو) برای پشتیبانی مالی از این طرح و همچنین، مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران بهجا میآورند.