نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 گروه ژئوشیمی-دانشکده علوم زمین-دانشگاه خوارزمی
2 دانشگاه خوارگروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمیزمی
3 مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The Ti-Fe Dar Gaz anomaly, is located in part of Kahnuj ophiolitic complex, S Iran, and consists of five major units; coarse-grained ferrogabbro to pyroxene-hornblende gabbro unit, fine-grained pyroxene-hornblende gabbro unit, fine-grained hornblende gabbro unit, feldspathic wehrlite unit and granitoieds. Sheeted diabasic, aplitic and plagiogranite dykes cross cut all the ultramafic-mafic major units. Mafic rocks are composed of pyroxene, plagioclase, hornblende, magnetite and ilmenite. Olivine and clinopyroxene occur as the main cumulus minerals in the ultramafic unit. Fe-Ti oxides occur as disseminated ores, intercumulus minerals and inclusions in silicate minerals. These rocks plot along the MgO-FeO* side in AFM diagram and associate with tholeiitic differentiation trend. The major element contents of the mafic rocks show narrow variations and located in the mafic cumulate, and show low-K series. REE-chondrite normalized patterns show that ultramafic rocks enriched in HREE rather than LREE, and with increase of hornblende modal in rocks, MREE and LREE increase, also. REE-chondrite and primitive mantle normalized patterns show that ultramafic and mafic rocks have a same parental magma with characteristics of mid-ocean ridge basalts.
کلیدواژهها [English]
ناحیه معدنی آهن- تیتانیم کهنوج، در 25 کیلومتری جنوب شهرستان کهنوج، با پنج آنومالی درگز، درهباغ، دربتگان، منوجان و دوشاخ در بخشی از توالی افیولیتی کهنوج روی داده است. توالی افیولیتی کهنوج با درازای نزدیکبه 80 کیلومتر و پهنای تا 20 کیلومتر (شکل 1) است. این افیولیت از مجموعههای افیولیتی بزرگ ایران (جنوبخاوری ایران)، بخشی از افیولیتهای نئوتتیس به سن مزوزوییک و بخشی از پهنة افیولیتی آلپ- هیمالیا بهشمار میرود (Paragon Consulting Engineers, 1985; Kananian et al., 2001; Kananian, 2001). این مجموعه بهصورت یک تودة عدسیشکل کشیده با روند شمالی- جنوبی در میان دو سیستم گسلی جای گرفته است (شکل 2).
شکل 1- نقشهة پراکندگی توالیهای افیولیتی در ایران و جایگاه ناحیة بررسیشده (چهارگوش سبز) (افیولیت خوی: KH؛ افیولیت رشت: RS؛ کرمانشاه: KR؛ نایین: NA؛ نیریز: NY؛ بافت: BF؛ شهربابک: SHB؛ اسفندقه: ES؛ بندزیارت: BZ؛ فنوج- مسکوتان: FM؛ ایرانشهر: IR؛ چهلکوره: TK؛ مشهد: MS؛ سبزوار: SB) (برپایة Ghazi و همکاران (2004) با تغییرات اندک)
گسل سبزواران در بخش باختری توالی افیولیتی جای دارد و مجموعة افیولیتی بندزیارت را در کنار مجموعه دگرگونی پالئوزوییک پهنة سنندج- سیرجان (بلوک باجگان) جای داده است. گسل جیرفت نیز در کرانة خاوری توالی جای دارد و مجموعة بندزیارت را در کنارهة باختری هامون (بلوک گنج) جای داده است (شکل 2). بر این پایه، توالی افیولیتی کهنوج در محل برخورد سه پهنة ساختاری اصلی سنندج- سیرجان (Stӧcklin, 1968) یا مریوان- منوجان (Houshmandzadeh, 1977) و پهنههای مکران و بلوک لوت (Stӧcklin, 1968) جای گرفته است. توالی افیولیتی کهنوج از بخش زیرین به بالا دربردارندة گابروهای لایهای کومولایی، گابروهای تودهای، نفوذیهای ترونجمیتی، دایکهای دیابازی، گدازههای بالشی و آهکهای پلاژیک است (Kananian et al., 2001). در پی گسلهبودن مرز زیرین توالی افیولیتی، سنگهای پریدوتیت و الترابازیک گوشته در بخش زیرین توالی رخنمون ندارند. ناحیة معدنی کهنوج در بخش کوچکی از توالی افیولیتی کهنوج جای دارد. کانیسازی آن بیشتر با گابروها همراه است و هم بهصورت برجا و هم پلاسری اکتشاف شده است. بررسیهایی Ghadami (1998)، Kananian (2001)، Kananian و همکاران (2001)، Ghazi و همکاران (2004) و Arvin و همکاران (2005) از مهمترین بررسیهایی هستند که روی توالی افیولیتی کهنوج انجام شدهاند. همچنین، Rajabzadeh و همکاران (2011) بررسیهای اندکی روی کانیسازی کهنوج انجام دادهاند. برپایة اینکه منطقه معدنی درگز مهمترین آنومالی منطقه معدنی کهنوج است و سنگهای مافیک آن خاستگاه کانیسازی پلاسری دانسته میشوند، این پژوهش بهصورت کامل به زمینشیمی سنگهای الترامافیک- مافیک در این آنومالی با مقیاس 5000/1 و کانیسازی آهن و تیتانیم همراه با این سنگها پرداخته است تا سنگ میزبان تیتانیم و آهن و چگونگی رخداد کانیسازی فلزی را شناسایی کند.
شکل 2- نقشة زمینشناسی سادهشدة مجموعة افیولیتی کهنوج با مقیاس 500000/1 و کمپلکسهای دربرگیرندة پیرامون آن (تهیهشده برپایة نقشة زمینشناسی 100000/1 ورقههای شماره 7544 (قلعه منوجان) و 7545 (کهنوج) سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور (تهیهشده توسط Paragon Consulting Engineers). (برگرفته از Paragon Consulting Engineers (1985) با تغییرات)
زمینشناسی ناحیهای
در حقیقت، مجموعة افیولیتی کهنوج را نخستینبار McCall (1985) در گزارش زمینشناسی نقشة 250000/1 میناب، با نامهای کمپلکس بندزیارت (برای واحد پلوتونیک)، کمپلکس دایک دیابازی (برای دایکهای ورقهای) و کمپلکس درهانار (برای واحد آتشفشانی و پوشش رسوبی آن) نامگذاری کرده است. در کل، امروزه برای این سه کمپلکس نام مجموعة افیولیتی کهنوج بهکار برده میشود. واحدهای آتشفشانی- رسوبی کرتاسة بالاییِ گنج، باجگان، چاه میرک، دورکان و بیدک در حاشیه توده افیولیتی جای دارند (شکل 2).
کمپلکس بندزیارت بیشتر دربردارندة گابروهای گوناگون، دایکهای دیابازی، دیوریت، ترونجمیت و کمی دونیت، تروکتولیت و پریدوتیت هورنبلنددار است. بهباور Paragon Consulting Engineers (1985)، این مجموعه در دورة زمانی کرتاسة زیرین پدید آمده است. برپایة بررسیهای Hassanipak و همکاران (1996) و McCall (1997)، واحدهای گابرویی افیولیت بندزیارت به دو بخش گابروهای بالایی (بخش باختری) و گابروهای زیرین (بخشهای خاوری) ردهبندی میشوند. کمپلکس دایک دیابازی بیشتر دربردارندة دیاباز، دایکهای ورقهای، ترونجمیت، تونالیت، ریوداسیت و دیوریت است و سن پیدایش آن پالئوسن زیرین دانسته شده است (McCall, 1985). کمپلکس درهانار که بیشتر دربردارندة گدازههای بالشی، آهک پلاژیک، چرت، رسوبهای ماسهسنگی و مقدار کمی تودههای نفوذی و دایکهای صفحهای به سن کرتاسه پسین تا پالئوسن زیرین است (McCall, 1985). کمپلکس بندزیارت یک توالی افیولیتی کمابیش کامل است که تنها بخش گابرویی آن نمایان است و بخش الترامافیک آن بهاحتمال بالا در زیر این کوهستان جای گرفته است. تودههای الترامافیک کوهستان باجگان که در باختر کوهستان بندزیارت جای گرفتهاند بهاحتمال بسیار بالا دیاپیرهای کمابیش بزرگی هستند که از بخشهای ژرف بالا آمده و در لبة گسلی زندان نمایان شدهاند. این دیاپیرها بیشتر از دونیت، ورلیت و هارزبورژیت ساخته شدهاند (Sabzehei, 1978). مجموعة افیولیتی کهنوج از خاور با کمپلکس افیولیتی گنج و چاه میرک و از باختر با کمپلکسهای دگرگونی و رسوبی باجگان و از جنوب با کمپلکس دورکان همجوار است.
کمپلکس باجگان مجموعهای مرکب از سنگهای دگرگونی تا رخسارة شیستسبز و آمفیبولیت است که کهنترین سنگهای منطقه را میسازند. این کمپلکس بیشتر دربردارندة آمفیبولیت، شیستسبز، میکاشیست همراه با مقداری سنگآهک و مرمر است (Dorani et al., 2017) (شکل 2). کمپلکس دورکان بیشتر دربردارندة آهکهای دریایی کمژرفا، گدازهها و نفوذیهای بازیک، رسوبهای آواری و سنگهای دگرگونی (شیست، فیلیت، متاولکانیک) است. کمپلکس دورکان روی کمپلکس قارهای باجگان جای گرفته است. کمپلکس گنج موازی لبة خاوری مجموعة افیولیتی کهنوج جای دارد (شکل 2) و بیشتر از گدازههای بالشی و جریانی با ترکیب بازالت تا داسیت، دایکهای ورقهای فراوان، گابرو، پلاژیوگرانیت و سنگهای رسوبی کمژرفا (مانند: ماسهسنگ، سیلتستونهای توربیدایتی و آهک و توف) ساخته شده است (Shakerardakani et al., 2009). واحدهای چاه میرک روی کمپلکس گنج جای گرفتهاند و دربردارندة مجموعهای از آهکهای رودیستدار و گاستروپوددار، توربیدایتهای نزدیک به خاستگاه، کنگلومرا، توف و دایکهای دیابازی (با سن کرتاسه پسین) هستند (McCall, 1985). واحد بیدک یک سکانس توربیدایتی است که روی کمپلکس گنج نهشته شده است (McCall, 1985). رسوبهای آواری آن به اندازة کنگلومرا تا ماسهسنگ هستند و میانلایههایی از توفهای حد واسط تا اسیدی دارند. در بخشهایی از این واحدها، گدازههای بازالتی و آندزیتبازالتی رخنمون دارند که روی واحد بیدک به سن ائوسن بالایی جای گرفتهاند.
زمینشناسی منطقة معدنی
آنومالی درگز بخشی کوچکی از کمپلکس کهنوج را میسازد. واحدهای سنگی رخنمونیافته در مقیاس 5000/1 عبارتند از (شکل 3):
- واحد فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی دانهدرشت: این واحد با ترکیب فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلند گابروی درشتبلور در نیمة خاوری با روند شمالی- جنوبی رخنمون دارد. از دیدگاه توپوگرافی، مرتفعترین بخشهای محدودة بررسیشده مربوط به این واحد است؛ اما در پی فرسایشپذیری آسان، این سنگها بیشتر ریختشناسی کمابیش هموار و رنگ رخنمون قهوهای (به دلیل هوازدگی) دارند (شکل 4- A). این واحد در بخشهای گوناگون با دایکهای دیابازی و پلاژیوگرانیتی و با روند NNW-SSE قطع شده است (شکل 4- B).
شکل 3- نقشة زمینشناسی تهیهشده از آنومالی درگز با مقیاس 5000/1
- واحد پیروکسن- هورنبلندگابروی دانهریز: این واحد در بخش خاوری (جنوبخاوری تا شمالخاوری) محدودة بررسیشده با روند شمالی- جنوبی رخنمون دارد و بافت شاخص آن ریزبلور است. دایکهای پلاژیوگرانیتی و دیابازی این واحد را قطع کردهاند. این واحد بهدنبال زمینساخت منطقه بسیار خرد شده است. این پدیده شرایط خوبی برای هوازدگی شدید این سنگها فراهم کرده است؛ بهگونهایکه این واحد بیشتر بخشهای کمارتفاعتر را ساخته است و از اطراف با گابروهای دانهدرشت فراگرفته شده است (شکل 4- C). حجم و تراکم دایکهای دیابازی و پلاژیوگرانیتی در این سنگها از گابروهای دانهدرشت کمتر و روند آنها NNW- SSE است. در محل برخورد دایکهای پلاژیوگرانیتی با گابروهای دانهریز، بهدنبال واکنش با سیالهای سازندة این رگه- رگچهها، رنگ گابروها به خاکستری تغییر کرده است و این سنگها دچار دگرسانی پروپلیتیک شدهاند (شکل 4- D).
- واحد هورنبلندگابروی دانهریز: این واحد به رنگ خاکستری تیره تا سبز تیره در نیمة باختری محدودة بررسیشده با روند شمالی- جنوبی رخنمون دارد. در بخشهایی از این واحد، دایکهای دیابازی فراوانی رخنمون دارند که باعث تیرهترشدن رنگ واحد هورنبلندگابرو شده است. ریختشناسی هورنبلندگابروها از کمابیش هموار (در بخشهای با فراوانی کم دایکهای دیابازی) تا خشن (در بخشهای قطعشده با دایکهای دیابازی) در تغییر است (شکل 4- E). مرز خاوری این واحد که محل برخورد آن با فروگابروها تا پیروکسن- هورنبلندگابرو است، دچار دگرسانی شده است. این واحد در بخشهای جنوبی با تودههای گرانیتوییدی با سن پس از پالئوسن قطع شده است. تزریق رگه- رگچههای پلاژیوگرانیتی به درون هورنبلندگابرو بافت شاخصی با چهرة آگماتیتی پدید آورده است (شکل 4- F).
شکل 4- تصویرهای صحرایی از واحدهای رخنمونیافته در منطقه درگز. A) واحد فروگابروی دانهدرشت (دید رو به شمال) (نمونة دستی برداشتشده در گوشة تصویر دیده میشود)؛ B) فروگابروها با دایکهای دیابازی قطع شدهاند و رگه- رگچههای پلاژیوگرانیتی در مرز آن دو تزریق شدهاند؛ C) رخنمون هورنبلند- پیروکسنگابروهای دانهریز و ارتباط آنها با فرو گابروهای دانهدرشت (دید رو به شمال) (نمونة دستی برداشتشده در گوشة تصویر دیده میشود)؛ D) گابروی دگرسانشده در همبری با دایک پلاژیوگرانیتی؛ E) نمایی از واحد هورنبلندگابرو ریزبلور (دید رو به شمال باختر) همراه با نمونة دستی آن؛ F) نمایی از بافت آگماتیتی پدیدآمده در هورنبلندگابروها؛ G) دورنمایی از واحدهای الترامافیک و ارتباط آن با پیروکسن- هورنبلندگابرو تا فروگابرو (دید رو به شمالخاوری)؛ H) زنولیتهای گابرویی در واحد گرانیتوییدی؛ I) دایکهای دیابازی قطعکننده فروگابروهای دانهدرشت (این دایک با گسل راستالغز راستگرد جابهجا شده است) (دید رو به شمال)
- واحد الترامافیک: این واحد در سطح زمین هم بهصورت دایک و هم بهصورت تودهای دیده میشود. رنگ آن در بخشهای سطحی و هوازده قهوهای و در بخشهای شکسته و سالم سیاه است (شکل 4- G). بافت فانریتیک و پورفیروییدی در نمونه دستی دیده میشود. حضور بلورهای فلدسپار در سنگ، به سنگ چهرهای خالخال بخشیده است. دایکهای دیابازی این واحد را قطع کردهاند.
- واحد گرانیتوییدی: این واحد بیشتر در جنوبباختری محدودة بررسیشده گسترش دارد. رنگ این واحد در رخنمونهای سطحی و بخشهای تازه از سفید تا خاکستری روشن است. بافت این سنگ در نمونههای دستی سالم فانریتیک است. کانیهای سازندة آن با چشم نامسلح دیده میشوند. در پی نفوذ تودة گرانیتوییدی به درون گابروها، تکههایی از این گابروها با اندازههای گوناگون در حاشیه ماگمای گرانیتوییدی بهصورت تکههای سنگی گردشده و زاویهدار بیگانه (زینولیت) بهدام افتادهاند (شکل 4- H).
- دایکهای دیابازی، آپلیتی و رگه- رگچههای پلاژیوگرانیتی: دایکهای دیابازی راستای NNW-SSE و ضخامتهای 30 سانتیمتر تا 6 متر دارند. این سنگها واحدهای گابرویی را قطع کردهاند. این دایکها به رنگ خاکستری روشن تا خاکستری تیره و بافت پورفیری در سطح زمین برونزد دارند (شکل 4- I). دایکهای آپلیتی (ترکیب گرانیتی) روند NNW-SSE و ضخامت 20 سانتیمتر تا یک متر دارند. این دایکها بیشتر هورنبلند گابروها و به مقدار کمتر فروگابروهای دانهدرشت و پیروکسن هورنبلندگابرو تا الیوینگابروها را قطع کردهاند. رگه- رگچههای پلاژیوگرانیتی با رنگ سفید در کل محدوده بررسیشده گسترش دارند و مگر گرانیتها، دیگر واحدها را قطع کردهاند.
روش انجام پژوهش
در بازدیدهای انجامشده از منطقه، نمونهبرداری از بخشهای گوناگونِ آنومالی درگز، شامل پهنههای کانیسازیشده و واحدهای آذرین (بهصورت نمونهبرداری سطحی و حفاری) انجام شد. برپایة آنها، نقشة زمینشناسی با مقیاس 5000/1 با هدف بررسی زمینشناسی بخشهای گوناگون کانیسازی و ترکیب سنگ در برگیرنده و ارتباط کانیسازی با دگرسانی و زمینساخت در اطراف آنومالی درگز تهیه شد. شمار 100 مقطع نازک- صیقلی و صیقلی از بخشهای مختلف منطقه معدنی تهیه شد. این نمونهها با میکروسکوپ نور گذری- بازتابی زایس (مدل Axioplan 2) در مرکز فرآوری مواد معدنی ایران و دانشگاه خوارزمی تهران بررسی شدند. شمار 30 نمونه برای بررسیهای دقیقتر واحدهای زمینشناسی و دگرسانی بهروش پراشسنجی پرتوی ایکس (XRD) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران بررسی شدند. برای بررسی شیمی واحدهای آذرین رخنمونیافته در منطقه، شمار 45 نمونه از واحدهای الترامافیک- مافیک به روش فلوئورسانس پرتوی ایکس (XRF) برای عنصرهای اصلی (جدول 1) و از میان آنها، شمار 24 نمونه برگزیده به روش ICP-MS برای عنصرهای فرعی و عنصرهای خاکی کمیاب (جدول 2) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شیمیایی شدند.
جدول 1- دادههای تجزیه شیمیایی به روش XRF برای شمار 45 نمونة برگزیده از سنگهای آذرین الترامافیک- مافیکِ آنومالی درگز (Fe#=FeO/(FeO+MgO)
|
Rock Type |
Ferro gabbro to Px- Hbl gabbro |
|||||||||||||||
|
SiO2 |
41.74 |
42.79 |
41.31 |
41.95 |
43.74 |
43.59 |
42.77 |
44.08 |
43.51 |
43.88 |
43.80 |
42.78 |
42.49 |
43.62 |
44.29 |
43.49 |
|
TiO2 |
5.62 |
4.91 |
7.15 |
6.61 |
5.69 |
5.81 |
4.64 |
4.79 |
3.53 |
4.19 |
3.75 |
6.41 |
6.13 |
5.48 |
4.86 |
4.83 |
|
Al2O3 |
13.28 |
13.35 |
11.93 |
13.66 |
13.67 |
14.40 |
13.80 |
14.50 |
12.38 |
14.23 |
12.50 |
13.38 |
13.59 |
13.48 |
12.08 |
12.72 |
|
FeO |
17.10 |
17.10 |
15.75 |
16.60 |
17.20 |
15.94 |
17.34 |
19.00 |
18.40 |
17.25 |
18.22 |
16.00 |
17.14 |
20.30 |
16.81 |
17.89 |
|
MnO |
0.17 |
0.15 |
0.18 |
0.20 |
0.13 |
0.21 |
0.19 |
0.22 |
0.21 |
0.18 |
0.18 |
0.16 |
0.15 |
0.17 |
0.17 |
0.21 |
|
MgO |
4.94 |
5.16 |
5.60 |
5.26 |
4.26 |
4.33 |
4.70 |
3.79 |
4.64 |
5.57 |
5.73 |
4.50 |
4.25 |
3.54 |
4.96 |
4.53 |
|
CaO |
13.36 |
14.13 |
13.31 |
11.84 |
11.64 |
11.32 |
12.30 |
10.51 |
12.85 |
12.74 |
12.49 |
11.63 |
11.37 |
10.27 |
12.62 |
12.69 |
|
Na2O |
3.25 |
1.80 |
3.61 |
2.80 |
3.13 |
4.44 |
3.16 |
2.54 |
3.23 |
1.84 |
2.56 |
3.70 |
3.88 |
2.58 |
3.44 |
2.58 |
|
K2O |
0.40 |
0.21 |
0.17 |
0.14 |
0.35 |
0.20 |
0.57 |
0.09 |
0.24 |
0.33 |
0.51 |
0.44 |
0.46 |
0.10 |
0.20 |
0.11 |
|
P2O5 |
0.10 |
0.12 |
0.22 |
0.09 |
0.05 |
0.28 |
0.14 |
0.12 |
0.09 |
0.13 |
0.15 |
0.10 |
0.21 |
0.03 |
0.16 |
0.17 |
|
LOI |
0.86 |
2.10 |
1.64 |
1.33 |
0.98 |
0.45 |
1.00 |
1.25 |
2.10 |
0.56 |
1.10 |
1.00 |
2.00 |
1.23 |
1.23 |
1.54 |
|
Fe# |
0.78 |
0.77 |
0.74 |
0.76 |
0.80 |
0.79 |
0.79 |
0.83 |
0.80 |
0.76 |
0.76 |
0.78 |
0.80 |
0.85 |
0.77 |
0.80 |
|
Total |
100.84 |
101.82 |
100.89 |
100.48 |
100.84 |
100.97 |
100.61 |
100.89 |
101.18 |
101.00 |
100.99 |
100.10 |
101.67 |
100.80 |
100.82 |
100.76 |
|
Rock Type |
Px- Hbl gabbro |
Hbl- gabbro |
||||||||||||
|
SiO2 |
51.50 |
46.59 |
46.13 |
49.11 |
47.35 |
46.35 |
47.65 |
44.09 |
50.16 |
44.64 |
46.62 |
48.15 |
46.54 |
47.70 |
|
TiO2 |
5.13 |
3.17 |
3.65 |
3.21 |
3.56 |
3.12 |
2.15 |
4.28 |
2.32 |
2.84 |
3.15 |
2.11 |
2.96 |
2.10 |
|
Al2O3 |
11.75 |
14.31 |
13.97 |
15.87 |
12.36 |
13.64 |
14.29 |
14.20 |
15.83 |
15.24 |
13.64 |
15.00 |
14.57 |
13.63 |
|
FeO |
13.25 |
16.34 |
15.36 |
12.50 |
18.00 |
17.24 |
17.04 |
18.40 |
15.10 |
20.21 |
19.30 |
18.00 |
18.10 |
18.86 |
|
MnO |
0.19 |
0.14 |
0.22 |
0.19 |
0.15 |
0.12 |
0.18 |
0.22 |
0.15 |
0.18 |
0.13 |
0.24 |
0.20 |
0.15 |
|
MgO |
3.66 |
6.21 |
5.06 |
3.28 |
5.24 |
4.19 |
4.10 |
4.76 |
3.95 |
4.57 |
3.10 |
3.46 |
3.46 |
3.12 |
|
CaO |
9.78 |
9.98 |
11.10 |
11.66 |
10.21 |
11.11 |
11.32 |
10.96 |
9.60 |
8.95 |
10.12 |
9.62 |
11.18 |
9.98 |
|
Na2O |
3.66 |
2.36 |
3.29 |
3.27 |
2.65 |
3.16 |
2.78 |
2.71 |
2.14 |
2.16 |
3.10 |
2.64 |
2.74 |
3.00 |
|
K2O |
0.49 |
0.07 |
0.12 |
0.38 |
0.24 |
0.24 |
0.31 |
0.19 |
0.14 |
0.20 |
0.15 |
0.31 |
0.19 |
0.30 |
|
P2O5 |
0.13 |
0.03 |
0.15 |
0.11 |
0.04 |
0.09 |
0.10 |
0.04 |
0.04 |
0.15 |
0.06 |
0.04 |
0.00 |
0.07 |
|
LOI |
0.97 |
1.64 |
1.42 |
1.36 |
2.02 |
1.65 |
1.04 |
0.85 |
1.45 |
1.11 |
1.00 |
1.11 |
1.23 |
1.00 |
|
Fe# |
0.78 |
0.72 |
0.75 |
0.79 |
0.77 |
0.80 |
0.81 |
0.79 |
0.79 |
0.81 |
0.86 |
0.84 |
0.84 |
0.86 |
|
Total |
100.51 |
100.84 |
100.47 |
100.91 |
101.82 |
100.91 |
100.96 |
100.70 |
100.88 |
100.25 |
100.37 |
100.48 |
100.80 |
100.84 |
|
Rock Type |
Diabase dykes |
Feldspathic wehrlite |
|||||||||||||
|
SiO2 |
45.41 |
45.20 |
45.10 |
45.69 |
46.57 |
47.87 |
45.76 |
46.58 |
44.37 |
46.63 |
42.00 |
41.20 |
42.53 |
42.35 |
41.45 |
|
TiO2 |
3.69 |
0.75 |
2.86 |
2.01 |
2.04 |
1.34 |
1.56 |
1.25 |
2.11 |
1.93 |
0.66 |
0.75 |
1.17 |
0.33 |
0.89 |
|
Al2O3 |
16.49 |
16.88 |
15.08 |
17.69 |
17.14 |
15.85 |
15.77 |
16.97 |
20.22 |
15.79 |
7.74 |
7.88 |
7.22 |
8.56 |
9.64 |
|
FeO |
17.58 |
15.82 |
17.85 |
13.45 |
15.59 |
13.32 |
16.08 |
16.29 |
13.17 |
14.18 |
14.25 |
17.82 |
18.55 |
15.64 |
14.55 |
|
MnO |
0.16 |
0.18 |
0.21 |
0.22 |
0.21 |
0.16 |
0.17 |
0.17 |
0.17 |
0.17 |
0.21 |
0.18 |
0.16 |
0.11 |
0.20 |
|
MgO |
3.53 |
4.12 |
4.74 |
5.54 |
4.82 |
6.17 |
4.93 |
5.07 |
4.01 |
5.60 |
25.24 |
24.12 |
24.77 |
23.67 |
23.49 |
|
CaO |
10.29 |
12.93 |
11.14 |
11.75 |
10.76 |
11.41 |
11.93 |
10.14 |
12.07 |
11.60 |
6.34 |
6.83 |
6.58 |
7.12 |
7.81 |
|
Na2O |
3.60 |
1.84 |
2.84 |
3.03 |
2.58 |
3.13 |
3.10 |
2.82 |
3.35 |
3.20 |
1.10 |
1.84 |
0.90 |
1.64 |
1.12 |
|
K2O |
0.36 |
0.33 |
0.18 |
0.18 |
0.11 |
0.60 |
0.69 |
0.73 |
0.46 |
0.20 |
0.10 |
0.33 |
0.09 |
0.11 |
0.10 |
|
P2O5 |
0.08 |
0.13 |
0.13 |
0.10 |
0.17 |
0.10 |
0.11 |
0.12 |
0.08 |
0.13 |
0.05 |
0.13 |
0.08 |
0.09 |
0.01 |
|
LOI |
1.84 |
0.35 |
1.36 |
0.70 |
1.34 |
0.99 |
1.00 |
0.65 |
0.56 |
0.72 |
0.50 |
0.69 |
1.78 |
0.55 |
0.45 |
|
Fe# |
0.83 |
0.79 |
0.79 |
0.70 |
0.76 |
0.68 |
0.76 |
0.76 |
0.76 |
0.72 |
0.36 |
0.42 |
0.43 |
0.39 |
0.38 |
|
Total |
100.85 |
100.54 |
100.54 |
100.80 |
101.00 |
100.98 |
100.95 |
100.75 |
100.70 |
100.73 |
99.93 |
100.38 |
100.86 |
102.60 |
100.07 |
جدول 2- دادههای تجزیة شیمیایی ICP-MS برای شمار 24 نمونة برگزیده از سنگهای آذرین الترامافیک- مافیک آنومالی درگز
|
Hbl- gabbro |
Px- Hbl gabbro |
Ferro gabbro to Px- Hbl gabbro |
Trace Elements |
||||||||||
|
14.50 |
17.10 |
15.50 |
15.10 |
14.30 |
15.60 |
17.20 |
13.10 |
17.00 |
15.00 |
22.00 |
29.20 |
10.10 |
Sc |
|
300.00 |
250.00 |
265.21 |
217.41 |
300.00 |
400.54 |
345.14 |
273.07 |
954.50 |
954.00 |
654.57 |
700.35 |
655.19 |
V |
|
22.50 |
20.00 |
28.00 |
32.41 |
28.00 |
36.00 |
34.00 |
36.10 |
89.00 |
50.00 |
64.00 |
76.00 |
56.04 |
Cr |
|
32.00 |
28.00 |
30.00 |
36.19 |
37.00 |
34.00 |
35.00 |
39.40 |
26.20 |
30.00 |
42.00 |
45.00 |
36.48 |
Co |
|
15.00 |
28.00 |
21.00 |
53.58 |
18.00 |
16.00 |
24.00 |
29.45 |
60.48 |
26.20 |
36.00 |
51.50 |
17.91 |
Ni |
|
45.67 |
45.32 |
60.21 |
65.63 |
35.61 |
42.35 |
45.10 |
43.94 |
36.00 |
27.00 |
67.00 |
20.00 |
48.44 |
Cu |
|
140.20 |
145.54 |
150.78 |
147.12 |
100.28 |
100.24 |
150.32 |
160.37 |
57.00 |
66.00 |
48.00 |
76.00 |
118.75 |
Zn |
|
6.10 |
4.50 |
3.80 |
3.20 |
4.60 |
5.50 |
5.10 |
4.70 |
1.35 |
1.24 |
1.11 |
1.26 |
1.00 |
Rb |
|
215.30 |
190.64 |
180.35 |
141.29 |
100.36 |
132.60 |
140.25 |
138.27 |
163.00 |
127.00 |
164.00 |
130.00 |
96.62 |
Sr |
|
17.00 |
18.00 |
25.00 |
26.50 |
36.00 |
34.00 |
35.00 |
36.30 |
23.00 |
26.00 |
27.00 |
18.00 |
11.70 |
Y |
|
15.00 |
20.00 |
13.50 |
6.98 |
33.00 |
29.00 |
18.00 |
20.40 |
34.00 |
33.00 |
37.00 |
27.00 |
31.49 |
Zr |
|
40.00 |
35.00 |
34.00 |
37.80 |
28.00 |
60.00 |
55.00 |
56.20 |
26.00 |
27.00 |
20.00 |
24.00 |
25.90 |
Nb |
|
1.90 |
1.60 |
1.75 |
1.80 |
3.65 |
4.10 |
3.15 |
3.25 |
1.50 |
1.60 |
1.80 |
1.50 |
1.90 |
Hf |
|
56.50 |
60.00 |
55.20 |
56.74 |
50.00 |
54.50 |
60.00 |
72.35 |
30.10 |
34.20 |
27.50 |
22.00 |
19.50 |
Ba |
|
4.60 |
3.50 |
4.00 |
5.00 |
1.80 |
2.40 |
2.60 |
3.50 |
1.00 |
1.30 |
1.50 |
1.20 |
1.10 |
La |
|
10.20 |
8.30 |
11.20 |
13.50 |
9.34 |
8.60 |
24.00 |
36.60 |
4.00 |
4.60 |
4.70 |
4.50 |
4.20 |
Ce |
|
2.30 |
1.80 |
2.00 |
2.10 |
3.20 |
1.80 |
2.60 |
3.50 |
1.00 |
1.00 |
0.95 |
1.05 |
1.00 |
Pr |
|
13.90 |
11.50 |
12.30 |
11.00 |
12.80 |
16.34 |
12.30 |
17.10 |
4.80 |
4.40 |
3.60 |
4.50 |
4.70 |
Nd |
|
3.50 |
4.10 |
3.80 |
3.30 |
4.10 |
4.30 |
4.50 |
4.60 |
1.20 |
1.60 |
1.50 |
1.60 |
1.90 |
Sm |
|
1.20 |
1.10 |
1.02 |
1.30 |
1.50 |
1.40 |
1.46 |
1.50 |
1.20 |
1.15 |
1.30 |
1.60 |
1.00 |
Eu |
|
5.10 |
4.60 |
4.00 |
4.20 |
6.40 |
7.30 |
5.80 |
5.60 |
2.00 |
1.80 |
2.00 |
2.10 |
2.20 |
Gd |
|
3.80 |
6.20 |
4.10 |
4.80 |
5.40 |
7.60 |
8.00 |
6.40 |
3.90 |
1.60 |
2.60 |
2.50 |
2.80 |
Dy |
|
1.50 |
1.00 |
1.10 |
1.20 |
1.30 |
1.10 |
1.50 |
1.70 |
1.08 |
1.02 |
1.00 |
0.96 |
0.84 |
Ho |
|
3.00 |
4.50 |
2.40 |
3.20 |
4.10 |
3.80 |
5.60 |
4.30 |
2.00 |
1.50 |
1.60 |
1.30 |
1.80 |
Er |
|
2.20 |
1.90 |
2.60 |
2.30 |
2.90 |
3.40 |
4.00 |
3.60 |
1.40 |
2.00 |
1.00 |
1.30 |
1.30 |
Yb |
جدول 2- ادامه
|
Diabase dykes |
Feldspathic wehrlite |
Trace Elements |
|||||||||
|
17.00 |
23.00 |
30.00 |
31.00 |
32.00 |
18.00 |
14.80 |
22.21 |
19.54 |
15.54 |
15.70 |
Sc |
|
118.00 |
183.00 |
332.00 |
298.00 |
517.00 |
266.00 |
154.21 |
215.64 |
90.54 |
104.12 |
467.65 |
V |
|
35.00 |
69.00 |
47.00 |
58.00 |
51.00 |
97.00 |
98.00 |
84.58 |
80.64 |
64.25 |
70.57 |
Cr |
|
23.00 |
37.00 |
45.00 |
41.00 |
60.00 |
64.00 |
69.32 |
85.21 |
46.00 |
95.00 |
45.45 |
Co |
|
95.00 |
83.00 |
32.00 |
22.00 |
105.00 |
38.00 |
112.28 |
175.65 |
156.34 |
144.00 |
130.76 |
Ni |
|
20.00 |
27.00 |
26.00 |
33.00 |
38.00 |
28.00 |
55.64 |
35.00 |
62.24 |
31.00 |
59.19 |
Cu |
|
58.00 |
92.00 |
82.00 |
90.00 |
108.00 |
99.00 |
60.73 |
64.68 |
154.28 |
89.24 |
89.47 |
Zn |
|
23.00 |
4.00 |
26.00 |
12.00 |
7.00 |
5.00 |
1.30 |
1.54 |
1.67 |
1.26 |
1.70 |
Rb |
|
141.00 |
176.00 |
125.00 |
134.00 |
150.00 |
163.00 |
99.64 |
98.34 |
110.45 |
100.21 |
115.59 |
Sr |
|
25.00 |
28.00 |
27.00 |
26.00 |
26.00 |
21.00 |
10.78 |
10.01 |
9.95 |
9.67 |
9.00 |
Y |
|
41.00 |
52.00 |
45.00 |
49.00 |
44.00 |
41.00 |
11.34 |
12.19 |
8.66 |
11.82 |
10.01 |
Zr |
|
6.00 |
8.00 |
6.00 |
7.00 |
5.00 |
7.00 |
2.17 |
4.25 |
4.24 |
4.87 |
5.50 |
Nb |
|
34.00 |
44.00 |
48.00 |
55.00 |
86.00 |
134.00 |
15.87 |
25.64 |
20.18 |
22.14 |
26.55 |
Ba |
|
2.64 |
4.44 |
2.31 |
3.14 |
2.54 |
4.31 |
1.20 |
1.50 |
1.70 |
1.60 |
1.90 |
La |
|
10.15 |
13.21 |
14.21 |
10.28 |
11.00 |
15.00 |
4.50 |
4.80 |
3.50 |
6.00 |
8.40 |
Ce |
|
1.08 |
1.02 |
1.25 |
2.10 |
1.61 |
1.20 |
1.20 |
1.10 |
1.00 |
1.10 |
1.40 |
Pr |
|
11.84 |
13.28 |
17.12 |
10.56 |
14.20 |
11.21 |
7.80 |
5.30 |
6.30 |
2.80 |
9.40 |
Nd |
|
2.86 |
4.01 |
3.41 |
3.14 |
4.51 |
2.65 |
2.80 |
1.40 |
2.30 |
1.70 |
2.90 |
Sm |
|
1.21 |
1.45 |
1.10 |
1.35 |
1.21 |
1.12 |
1.00 |
1.00 |
1.10 |
1.10 |
1.10 |
Eu |
|
4.61 |
4.72 |
3.23 |
5.64 |
3.89 |
4.64 |
2.40 |
3.60 |
1.60 |
1.20 |
3.50 |
Gd |
|
6.30 |
4.40 |
5.50 |
4.80 |
6.10 |
5.21 |
2.10 |
2.60 |
3.00 |
3.10 |
4.20 |
Dy |
|
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.02 |
1.00 |
1.04 |
0.80 |
0.80 |
1.00 |
1.10 |
1.01 |
Ho |
|
4.15 |
2.45 |
3.78 |
4.00 |
3.65 |
2.61 |
2.40 |
3.40 |
1.50 |
2.10 |
3.10 |
Er |
|
2.21 |
2.50 |
3.80 |
3.44 |
3.20 |
2.70 |
2.10 |
1.90 |
2.30 |
2.00 |
2.20 |
Yb |
|
3.45 |
2.56 |
3.54 |
3.10 |
2.74 |
2.24 |
2.60 |
2.50 |
1.40 |
2.30 |
2.60 |
Hf |
سنگنگاری و کانهنگاری
واحد گابروی درشتبلور، بهصورت درشتبلور و گاه پگماتوییدی دیده میشود و بیشتر دربردارندة پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول، کانههای فلزی و به مقدار کمتر الیوین و کانیهای ثانویه است (فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابرو). برپایة ترکیب مودال سنگ، در فروگابرو (با بافت گرانولار و ادکومولا)، بلورهای پلاژیوکلاز نوع آنورتیت و بیتونیت (1 تا 4 میلیمتر) نزدیکبه 25 تا 30 درصدحجمی، کانیهای کدر 20 تا 22 درصدحجمی و پیروکسن نوع دیوپسید و به مقدار کمتر انساتیت (6/0 تا 5 میلیمتر) و آمفیبول بهترتیب 35 تا 38 و 8 تا 10 درصدحجمی سنگ را دربر میگیرند (شکل 5- A). الیوین نوع فایالیت فراوانی 3 تا 4 درصدحجمی دارد (شکل 6- A). افزونبر آمفیبول اولیه (هورنبلند و هاستینگزیت)، آمفیبول ثانویه (پارگازیت) نیز در پی دگرسانشدن بلورهای دیوپسید، بهویژه در سطح همبری با کانیهای کدر، پدید آمده است (شکل 7- A). بهدنبال دگرسانی، کانیهای مافیک با اپیدوت، کلریت و اکسید و هیدرواکسید آهن جایگزین شدهاند. ترکیب مودال پیروکسن- هورنبلندگابرو بهصورت 35 تا 38 درصدحجمی پلاژیوکلاز، 20 تا 25 درصدحجمی آمفیبول، 20 تا 22 درصدحجمی پیروکسن و 15 تا 20 درصدحجمی کانیهای کدر است (شکلهای 5- B و 7- B). پلاژیوکلازها که نخستین فاز تبلوریافته در این نمونهها هستند بهصورت تبلور انباشتی دیده میشوند. همچنین، بلورهای دانهریزی از پیروکسن و کانیهای کدر بهصورت میانبار درون آنها دیده میشوند. ترکیب پلاژیوکلاز بهصورت لابرادوریت، بیتونیت و آلبیت است. آمفیبول بیشتر از نوع هورنبلند سرشار از منیزیم و پیروکسن از نوع دیوپسید و اوژیت است (شکل 6- B). مگنتیت، تیتانیممگنتیت و ایلمنیت مهمترین کانههای فلزی در واحد گابرویی دانهدرشت هستند. مگنتیت و ایلمنیت کانیهای همراه هستند و در بیشتر موارد ایلمنیت در ساختار مگنتیت دیده میشود (شکل 5- C). مگنتیت، مارتیتیشده و با هماتیت جایگزین شده است. همچنین، ایلمنیت بهصورت تیغههای همرشدی با مگنتیت نیز دیده میشود (شکل 5- D). پیریت، پیروتیت و کالکوپیریت کانههای فلزی سولفیدی کانسنگ هستند که بهصورت هم پراکنده و هم میانبار در مگنتیت دیده میشوند (شکل 5- E). بافت کانسنگ بهصورت تودهای و دانه پراکنده است.
پیروکسن- هورنبلندگابروی ریز بلور بافت هیپایدیومورف میکروگرانولار، اینترگرانولار و ادکومولا نشان میدهد. ترکیب مودال آن بهصورت پلاژیوکلاز (آنورتیت، لابرادوریت) با فراوانی 45 تا 50 درصدحجمی، هورنبلند منیزیمدار با فراوانی 17 تا 20 درصدحجمی، پیروکسن نوع دیوپسید، اوژیت و انستاتیت و الیوین نوع فایالیت بهترتیب با فراوانی 12 تا 15 درصدحجمی و 1 تا 2 درصدحجمی است (شکلهای 5- F و 6- C). کانیهای کدر (ایلمنیت و مگنتیت) نیز با فراوانی 9 تا 11 درصدحجمی در این سنگها پدید آمدهاند. میانبارهایی از کانیهای سیلیکاته (پیروکسن) و کانیهای کدر در پلاژیوکلاز دیده میشوند. کلریت از دگرسانشدن کانیهای مافیک پدید آمده است. مگنتیت و ایلمنیت مهمترین کانههای فلزی این نمونهها هستند. مگنتیت بیشتر مارتیتیشده و در همراهی با ایلمنیت پدید آمده است. ایلمنیت بهصورت تیغهای در مگنتیت دیده میشود (شکل 5- G). اکسیداسیون هماتیت به گوتیت نیز در نمونه دیده میشود. میانبارهایی از پیریت و پیروتیت نیز در مگنتیت دیده میشوند.
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی در نور عبوری و نور بازتابی از سنگهای الترامافیک- مافیک و کانهزایی همراه در آنومالی درهگز (افیولیت کهنوج). A) فروگابروی درشت بلور با کانهزایی مگنتیت و ایلمنیت (در نور XPL)؛ B) پیروکسن- هورنبلندگابروی درشت بلور با بلورهای پلاژیوکلاز تا 6 میلیمتر (در نور XPL)؛ C) ایلمنیت و مگنتیت مهمترین کانههای فلزی گابروی درشت بلور (با نور PPL)؛ D) پیدایش ایلمنیت بهصورت تیغه در مگنتیت و بلورهای منفرد (در نور PPL)؛ E) پیریت و کالکوپیریت کانة فلزی سولفیدی نمونه (در نور PPL)؛ F) پیروکسن- هورنبلند گابروی ریزبلور؛ G) بافت پراکندة کانههای فلزی در گابروی ریزبلور؛ H) آمفیبول مهمترین و فراوانترین کانی واحد هورنبلند ریزبلور (در نور XPL)؛ I) ایلمنیت بهصورت پراکنده و با بزرگی کمتر از 150 میکرون در زمینة سنگ (در نور PPL)؛ J) واحد فلدسپاتیکورلیت که بیشتر دربردارندة از الیوین و کلینوپیروکسن است (در نور XPL)؛ K) کانهزایی فلزی همراه با فلدسپاتیکورلیت (در نور PPL)؛ L) دایکهای دیابازی که ترکیبی همانندِ واحدهای گابرویی، بهویژه هورنبلند گابرو، دارند (با نور XPL) (نام اختصاری کانیها برپایة Whitney و Evans (2010) است)
شکل 6- گراف XRD برای سنگهای: A) فروگابرویی درشتبلور؛ B) پیروکسن- هورنبلندگابروی درشتبلور؛ C) پیروکسن- هورنبلندگابروی ریزبلور؛ D) دایکهای دیابازی با ترکیب هورنبلندگابرو در آنومالی درهگز (افیولیت کهنوج)
شکل 6- ادامه
شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی SEM/EDX از سنگهای مافیک و کانهزایی فلزی در آنومالی درهگز (افیولیت کهنوج). A) در سطح همبری پیروکسن با ایلمنیت، پیروکسن با آمفیبولِ پارگازیت جایگزین شده است؛ B) پیروکسن- هورنبلند گابرو با آمفیبول (هورنبلند سرشار از منیزیم)، پلاژیوکلاز (لابرادوریت) و پیروکسن (دیوپسید) همراه با کانیهای فلزی ایلمنیت و مگنتیت؛ C) سنگ الترامافیک فلدسپاتیکورلیت سرشار از الیوین و کلینوپیروکسن (دیوپسید) (نام اختصاری کانیها برپایة Whitney و Evans (2010) است)
هورنبلندگابرو بافتهای میکروگرانولار (دانهای) نشان میدهد و از 40 تا 45 درصدحجمی پلاژیوکلاز (نوع آنورتیت و بیتونیت و در برخی نمونهها از نوع بیتونیت و آلبیت)، 35 تا 40 درصدحجمی آمفیبول (هورنبلند سرشار از منیزیم)، پیروکسن (دیوپسید و اوژیت) با فراوانی 3 تا 4 درصدحجمی و 6 تا 8 درصدحجمی کانیهای کدر ساخته شده است (شکل 5- H). کلریت و اکسید و هیدرواکسید آهن از فراوردههای دگرسانی کانیهای مافیک در نمونه هستند. مگنتیت و ایلمنیت بهصورت پراکنده پدید آمدهاند و گاه تیغههای ایلمنیت در مگنتیت دیده شده است (شکل 5- I).
واحد سنگی الترامافیک بافتهای هیپایدیومورفیک تا آلوتریومورف دارند و از کلینوپیروکسن (دیوپسید و اوژیت) با فراوانی 30 تا 35 درصدحجمی، الیوین با فراوانی 40 تا 42 درصدحجمی و پلاژیوکلاز با فراوانی 8 تا 10 درصدحجمی ساخته شده است (شکلهای 5- J و 7- C). آمفیبول کانی ثانویه است و فراوانی 2 تا 4 درصدحجمی دارد. این کانی در حاشیه واکنشی پیرامون پیروکسن پدید آمده است. کلریت و کانیهای گروه سرپانتین (مانند: لیزاردیت و آنتیگوریت) از کانیهای پدیدآمده از دگرسانی هستند. مگنتیت و ایلمنیت بههمراه مقدارهای کم پیریت و پیروتیت، 4 تا 6 درصدحجمی این واحد را دربر گرفتهاند (شکل 5- K). برپایة ترکیب کانیشناسی و شیمی سنگ کل، واحد الترامافیک یک فلدسپاتیکورلیت نامگذاری میشود. دایکهای دیابازی ترکیب کانیشناسی همانندِ گابروها با بافت اینترگرانولار دارند. هورنبلند سرشار از منیزیم با فراوانی 30 تا 35 درصدحجمی، پلاژیوکلاز (نوع آلبیت) با فراوانی 40 تا 45 درصدحجمی و پیروکسن (نوع دیوپسید) با فراوانی 10 تا 15 درصدحجمی از مهمترین کانیهای سازندة این دایکها هستند (شکلهای 5- L و 6- D). کانیهای کدر با فراوانی 1 تا 2 درصدحجمی و کلریت از دیگر کانیهای دایکها هستند.
زمین شیمی سنگ کل
در نمودار نامگذاری پیشنهادیِ Wilson (1989) که برپایة مقدارهای SiO2 دربرابر Na2O+K2O است، نمونههای گابرویی بررسیشده در محدوده گابرو جای گرفتهاند و نمونههای فلدسپاتیکورلیت (سنگهای الترامافیک) که کاهش مقدار سیلیس نشان میدهند، در محدوده سنگهای الترابازیک جای گرفتهاند (شکل 8- A).
شکل 8- ردهبندی زمینشیمیایی سنگهای منطقه درگز برپایة: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (برپایة درصدوزنی) (Wilson, 1989)؛ B) نمودار Y دربرابر Zr (Ross and Bédard, 2009)؛ C) نمودار Yb دربرابر La (Ross and Bédard, 2009)؛ D) نمودار SiO2 دربرابر K2O (برپایة درصدوزنی) (محدودههای پتاسیم بالا، پتاسیم متوسط و کم پتاسیم برپایة Gill (1981) هستند) (نماد نمونهها: دایرة سبز: فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشت بلور؛ دایرة سیاه: واحد دایکهای دیابازی؛ مثلث آبی: پیروکسن- هورنبلندگابروی ریزبلور؛ مربع سرخرنگ: هورنبلندگابرو؛ مربع سفید: واحد فلدسپاتیک ورلیت)
نمونههای فروگابروی تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشتبلور مقدار بالایی ایلمنیت و مگنتیت در ترکیب خود دارند (15 تا 22 درصدحجمی) و ازاینرو، این سنگها دچار کمبود سیلیس شدهاند و در این نمودار به محدوده سنگهای الترابازیک گرایش نشان دادهاند.
بهدنبال دارابودن پلاژیوکلاز از نوع آلبیت، دگرسانی کف دریا و دارابودن آمفیبول ثانویه از نوع پارگازیت، مقدار Na2O در ترکیب سنگ کل نمونههای فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشتبلور چهبسا افزایش یافته است و این سنگها به محدودة گابروهای آلکالن گرایش پیدا کردهاند؛ اما نمونههای دیگر در محدوده سابآلکالن/تولهایتی جای گرفته اند و روندی خطی را دنبال میکنند.
اثر دگرسانی در تغییر عنصرهای اصلی افیولیت پهنة سنندج- سیرجان، کرمانشاه و خراجو پیش از این نیز گزارش شده است (Fazlnia, 2017; Aliani and Daraeezadeh, 2018; Esna-Ashari and Sarjoughian, 2018). ازاینرو، از نمودارهای عنصرهای کمیاب (مانند: Yb دربرابر La و نمودار Y دربرابر Zr) که در پی دگرسانی، کمتر دچار تحرک میشوند (برپایة Ross و Bédard، 2009)، برای شناسایی سرشت واحدهای سنگی منطقه درگز بهره گرفته شد. این نمودارها نشان میدهند واحدهای الترامافیک و مافیک آنومالی درگز ترکیب تولهایتی دارند (شکلهای 8- B و 8- C). در شکل 8- D، بیشتر نمونههای بررسیشده در محدوده سنگهای کم پتاسیم (تهی از K2O) جای گرفتهاند.
در بررسیهای تفریق ماگمایی در مجموعههای آذرین از نسبت Fe#=FeO/(FeO+MgO) بهره گرفته میشود (Anant et al., 2001; Dipankar et al., 2005). این نسبت در فلدسپاتیکورلیت از 36/0 تا 43/0 متغیر است. سنگهای دیگر از منیزیم تهی هستند و از آهن سرشارتر شدهاند و این نسبت برای آنها برابربا 68/0 تا 85/0 است (جدول 1). در بررسی عنصرهای اصلی سنگهای الترامافیک- مافیک آنومالی درگز، روند تغییرات عنصرهای اصلی دربرابر MgO که شاخصی برای تفریق ماگمایی بهشمار میرود، بررسی شده است (شکل 9). نظم ویژهای در سنگهای گوناگون بررسیشده و همجواری واحدها در کنار هم دیده میشود. واحد فلدسپاتیکورلیت از واحدهای دیگر تفکیک شده است؛ زیرا مقدار مودال الیوین و مقدار اکسید منیزیم که تفریق ماگمایی را کنترل کرده است، افزایش یافته است. مقدار MgO در واحد فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلند گابروی درشتبلور برابربا 54/3 تا 73/5 و در واحد فلدسپاتیکورلیت برابربا 48/23 تا 24/25 است. مقدار MgO در واحد پیروکسن- هورنبلند گابروی ریزبلور و هورنبلندگابرو بهترتیب برابربا 28/3 تا 21/6 و 10/3 تا 76/4 است. در دایکهای دیابازی نیز درصدوزنی MgO برابربا 53/3 تا 17/ 6 است. در نمودار SiO2 دربرابر MgO، افزایش مقدار SiO2 از سوی واحد فروگابرو تا هورنبلندگابرو است. بالابودن مقدار ایلمنیت و مگنتیت در واحد فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلند گابروی درشتبلور، کاهش مقدار SiO2 و افزایش مقدار TiO2 این گروه سنگی دربرابر دیگر گروههای سنگی را بهدنبال داشته است.
شکل 9- نمودار تغییرات اکسیدهای اصلی و برخی عنصرهای کمیاب دربرابر MgO برای سنگهای الترامافیک- مافیک با آنومالیِ درگز (افیولیت کهنوج) (نماد نمونهها همانند شکل 8 است)
همچنین، مقدارهای Na2O و K2O از واحدهای فروگابرویی تا هورنبلندگابرو، روند مشخص کاهشی نشان میدهند. روند تغییرات اکسیدهای P2O5 و MnO کمابیش یکسان و بی تغییر بهجای مانده است. در سنگهای فلدسپاتیک ورلیت، عنصرهای سازگار (مانند: Cr، Ni و Co) بیشترین مقدار را نشان میدهند و با کاهش مقدار MgO، مقدار آنها نیز کاهش مییابد (شکل 9). نیکل و کبالت چهبسا جانشین آهن فرو در الیوین و ترکیبهای فرومنیزین میشود. کروم نیز در مراحل آغازین تبلور ماگما جدا میشود و بهجاماندة آن نیز چهبسا بهجای آهن در شبکه پیروکسن وارد شود. در برابر، عنصرهای ناسازگار (مانند: Ti، Zr، Y، Sr، Ba و ...) هنگام جدایش بلورین ماگمایی در مذاب بهجای ماندهاند. ازاینرو، مقدار آنها از سنگ الترامافیک بهسوی هورنبلندگابرو افزایش نشان میدهد. استرانسیم وابستگی مستقیم با مودال پلاژیوکلاز و باریم وابستگی مستقیم با مودال هورنبلند دارد. بیشترین مقدار باریم نیز در سنگهایی است که در ترکیب خود بیشترین مودال هورنبلند را دارند.
در نمودار سهتایی AFM (شکل 10- A)، نمونههای بررسیشده در محدودة روند تفریق ماگماهای تولهایتی جای گرفتهاند و کمکم از آهن سرشارتر شدهاند و از مقدار MgO آنها کاسته شده است؛ اما نمونههای فلدسپاتیکورلیت از MgO سرشارتر و از آهن تهی شدهاند و در محدوده سنگهای کومولاهای الترامافیک جای گرفتهاند (شکل 10- A). در نمودار سهتایی Al2O3-CaO-MgO (شکل 10- B)، نمونههای فلدسپاتیک ورلیت مقدار MgO بالاست و ازاینرو، در محدودة کومولاهای الترامافیک جای گرفتهاند؛ اما گروههای سنگی دیگر در محدودة کومولاهای مافیک و در محدوده نزدیک به MAR (میانگین ترکیب شیمیایی پشتة میاناقیانوسی اطلس) جای گرفتهاند. برپایة این نمودار، از واحدهای الترامافیک بهسوی هورنبلندگابرو از مقدار MgO کاسته و بر مقدار Al2O3 افزوده شده و روند آنها موازی روند تفریق ماگمایی در منطقة اسکارگارد است.
شکل 10- سنگهای مافیک آنومالی درگز (افیولیت کهنوج) در: A) نمودار سهتایی AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار سهتایی Al2O3-CaO-MgO (Coleman, 1977) (نماد نمونهها همانند شکل 8 است)
الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب در سنگهای منطقه درگز دربرابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) در شکل 11 نشان داده شده است. در بیشتر نمونهها، در پی فراوانی پلاژیوکلاز در گابروها آنومالی مثبت Eu دیده میشود. سنگهایی که در ترکیب مودال خود بیشتر آمفیبول دارند (هورنبلندگابرو، پیروکسن- هورنبلند گابرو و دایکهای دیابازی)، آنومالی مثبت Eu کمتر دیده میشود و شیب کمتری دربرابر سنگهای دیگر دارد و به منفیشدن گرایش نشان داده است.
شکل 11- سنگهای الترامافیک- مافیک آنومالی درگز روی نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده دربرابر فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب در ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت
در همة سنگها، عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE)کمی غنیشدگی نشان میدهند. این پدیده پیامد کلینوپیروکسن در مودال و شرکتپذیری عنصرهای خاکی کمیاب سنگین در ساختار کلینوپیروکسن است. غنیشدگی عنصرهای خاکی کمیاب متوسط (MREE) و عنصرهای خاکی کمیاب سبک در سنگهای با مودال آمفیبول بالا که جدایشیافتهتر هستند، بیشتر از سنگهای دیگر است؛ زیرا شرکتپذیری آنها در ساختمان آمفیبول دربرابر پیروکسن بیشتر است. دایکهای دیابازی نیز از عنصرهای خاکی کمیاب سبک سرشار شدهاند و در کل، این واحدهای سنگی ویژگیهایی شبیه به بازالتهای پهنههای پشتکمانی یا حاشیهای نشان میدهند. در کل، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب در سنگهای الترامافیک و مافیک و دایکهای دیابازی همانند هم است و تفاوتهای ناچیز در تغییرات مودال کانیهای کلینوپیروکسن، الیوین، پلاژیوکلاز و آمفیبول در ساختار این سنگها دیده میشود. این شباهتها نشاندهندة همماگمابودن سنگهای آنومالی درگز است. الگوی پراکندگی عنصرهای ناسازگار دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (برگرفته از Sun و McDonough، 1989) نیز همپوشانی و همماگمابودن سنگهای آنومالی درگز را نشان میدهد و تغییرات برخی عنصرها، بهویژه Nb، پیامد مقدار مودال آمفیبول در ساختمان سنگهاست (شکل 12).
شکل 12- سنگهای الترامافیک- مافیک آنومالی درگز (افیولیت کهنوج) روی نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب عنصرهای ناسازگار پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه
افزایش مقدار Rb و Ba در سنگهایی که مقدار آمفیبول مودال بالاتری دارند و همچنین، بیشتر دچار دگرسانی گرمابی شدهاند، بهخوبی دیده میشود. استرانسیم در سنگهایی که پلاژیوکلاز بیشتری در مودال خود دارند غنیشدگی مثبت نشان داده است. عنصر Zr در همة سنگها تهیشدگی نشان داده و مقدار آن از سنگهای الترامافیک بهسوی سنگهای با مودال بیشتر آمفیبول، افزایش نشان داده است.
بحث
Kananian (2001) به بررسی و شناخت کمپلکس افیولیتی کهنوج مفصل پرداخته است و شواهدی مانند ترکیب کانیشناسی و سنگشناسی واحد کهنوج، حضور تراشههای زمینساختی کوچک سرپانتینیت در راستای گسل جیرفت، حضور واحد هارزبورژیت ضخیم در قاعده مجموعة افیولیتی رمشک (که از دیدگاه زمینساختی در راستای افیولیت کهنوج هستند)، کاملبودن توالی پوستهای و سرشت تولهایتی و MORB سنگهای بازیک را برای حضور مجموعة افیولیتی در منطقه کهنوج برشمرده است. مجموعة افیولیتی کهنوج بخشی از اقیانوس نئوتتیس (Stӧcklin, 1968; Ricou, 1994; Gnous et al., 1997) و بخشی از پهنة افیولیتی آلپ- هیمالیا (Karamata, 1979; Immenhauser et al., 2000) بهشمار میرود. برای بررسی میزان تغییرات TiO2 و شاخص تفریق ماگمایی برپایة میزان TiO2، نمودار FeO*/FeO*+MgO دربرابر TiO2 بهکار برده میشود (Serri, 1981; Zhihong and Huafu, 1998). شکل 13- A نشان میدهد نمونههای فروگابرویی تا پیروکسن- هورنبلندگابروی دانهدرشت مقدارهای بالایی از تیتانیم دارند؛ اما دایکهای دیابازی و سنگهای الترامافیک فلدسپاتیکورلیت کمترین مقدار تیتانیم را دارند. نمونههای بررسیشده در مرز جداکننده افیولیتهای کم تیتانیم و سرشار از تیتانیم جای گرفتهاند. برپایة پراکندگی نمونهها در نمودار Serri (1981)، سنگهای منطقه درگز از افیولیتهای سرشار از تیتانیم و مایل به منطقه کم تیتانیم بهشمار میروند.
از آنجاییکه فراوانی تیتانیم در سنگهای افیولیتی نشاندهندة درجة تهیشدگی گوشتة خاستگاه این سنگهاست و همچنین، انواع افیولیتهای سرشار از تیتانیم و کم تیتانیم بهترتیب از ذوببخشی گوشتة لرزولیتی و گوشتة هارزبورژیتی- دونیتی پدید آمدهاند، پس ماگمای بازالتی سازندة سنگهای منطقه بررسیشده چهبسا از ذوب گوشته اولیهای با ترکیب هارزبورژیت- لرزولیت پدید آمده است (Serri, 1981).
شکل 13- سنگهای الترامافیک- مافیک آنومالی درگز (افیولیت کهنوج) در: A) نمودار FeO*/FeO*+MgO دربرابر TiO2 (Serri, 1981)؛ B) نمودار نیمهلگاریتمی SiO2 دربرابر K2O (Coleman, 1977) (نماد نمونهها همانند شکل 8 است)
برای شناخت سرشت پیدایش واحدهای گابرویی، نمودار نیمهلگاریتمی K2O دربرابر SiO2 (شکل 13- B) بهکار برده شد که نشان میدهد سنگهای بررسیشده در گسترة سنگهای اقیانوسی (گابروهای اقیانوسی سابآلکالن) جای میگیرند.
از دیدگاه سنگنگاری کانیشناسی واحدهای گابرویی بررسی شده ساده هستند و بیشتر از کانیهای پلاژیوکلاز، الیوین، پیروکسن و هورنبلند ساخته شدهاند. همچنین، بافت نخستین آذرین آنها (گرانولار، هیپایدیومورف میکروگرانولار، اینترگرانولار، ادکومولا، هیپایدیومورفیک تا زنومورفیک) حفظ شده است و ازاینرو، شناخت فازهای انباشتهای و پساانباشتهای امکانپذیر است. الیوین و پلاژیوکلاز نخستین فازهای پدیدآمده هستند (بلورهای درشت و شکلدار) و بهدنبال آنها، پیروکسن و هورنبلند تبلور یافتهاند. نمودار سهتایی درصدوزنی CaO-MgO-FeO* که برپایة تغییرات تجمع کانیشناسی پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، هورنبلند، الیوین و اکسیدهای تیتانیم- آهن است، نشان میدهد نمونههای بررسیشده در محدوده پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، هورنبلند و اکسیدهای ایلمنیت و مگنتیت هستند. همچنین، گرایش به افزایش مقدار پلاژیوکلاز در دایکهای دیابازی و افزایش ایلمنیت و مگنتیت در واحد پیروکسن- هورنبلند گابرو و فرو گابرو دیده میشود. واحد فلدسپاتیکورلیت در محدودة تجمع الیوین- کلینوپیروکسن است (شکل 14). سنگهای الترامافیک سرشار از الیوین و کلینوپیروکسن هستند. هنگامیکه این کانیها متبلور شدهاند، مقدار TiO2 ماگما کم بوده است و ایلمنیت و مگنتیت با فراوانی کم پدید آمدهاند. سپس با کاهش مودال الیوین و افزایش مودال پلاژیوکلاز (سنگهای فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشتبلور و پیروکسن- هورنبلندگابروی ریزبلور) که میزان مایع میان کومولوس آنها از 5 درصد کمتر است، میزان TiO2 به بیشینة خود رسیده است. ازاینرو، کانیهای ایلمنیت و مگنتیت بهصورت پساانباشتهای در میان بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن پدید آمدهاند. بافت ادکومولا ویژگیِ سنگهای با میزان بالای TiO2 است. فازهای Tiدار خاستگاه اولیه دارند و عامل اصلی کانهزایی تفریق ماگمایی است. با کاهش مقدار Ti ماگما و افزایش مودال آمفیبول در سنگ (هورنبلند گابرو)، مقدار ایلمنیت و مگنتیت نیز در سنگها کاهش نشان داده است. در پایان، تبلور فازهای دایک دیابازی با مقدار آمفیبول بالا و ترکیب همانندِ هورنبلندگابرو روی داده است. ترزیق این دایکها تغییرات بافتی در پی واکنشهای دمابالا در سنگهای آنومالی درگز را بهدنبال داشته است. نبود تفاوت بافتی، کانیشناختی، الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب و ناسازگار و ترکیب شیمیایی دایکهای دیابازی با سنگهای مافیک منطقه، بهویژه هورنبلندگابرو، نشاندهندة تبلور این سنگها از یک ماگمای یکسان است. کاهش اکسید منیزیم و افزایش مقدار اکسیدهای آهن، افزایش مقدار Ti، Rb، Ba، Zr و کاهش مقدار Cr، Ni و Co و افزایش LREE/HREE از سنگهای الترامافیک بهسوی هورنبلند گابرو نشاندهندة تفریق ماگمایی از یک ماگمای مادر است.
شکل 14- نمودار سهتایی درصدوزنی CaO-MgO-FeO (Guan, 2014) برای شناسایی تجمع کانیشناسی در واحدهای بررسیشده (نماد نمونهها همانند شکل 8 است)
نتیجهگیری
کانیسازی آهن- تیتانیم درگز در بخشی از کمپلکس افیولیتی کهنوج با میزبانی سنگهای الترامافیک- مافیک روی داده است. رخنمون واحدهای سنگی مافیک و الترامافیک بیشتر از فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشتبلور، پیروکسن- هورنبلندگابروی ریزبلور، هورنبلندگابرو و فلدسپاتیکورلیت ساخته شده است. دایکهای دیابازی با ترکیب عمده هورنبلندگابرو در همة واحدهای سنگی الترامافیک- مافیک نفوذ کردهاند.
پلاژیوکلاز، پیروکسن، هورنبلند و الیوین همراه با مگنتیت و ایلمنیت از مهمترین کانیهای سازندة نمونهها هستند. کانیهای پدیدآمده از دگرسانی همراه با کانههای سولفیدی (مانند: پیریت و کالکوپیریت) از دیگر کانیهای سازندة نمونهها هستند. پلاژیوکلاز، الیوین و پیروکسن از فازهای انباشتهای و هورنبلند همراه با ایلمنیت- مگنتیت از فازهای پساانباشتهای پدید آمدهاند. در واحد فلدسپاتیک ورلیت بلورهای درشت الیوین و پیروکسن از فازهای انباشتی پدید آمدهاند. از دیدگاه کانیسازی تیتانیم در واحدهای گوناگون تفاوتهایی وجود دارد؛ بهگونهایکه واحد فروگابروی درشتبلور تا پیروکسن- هورنبلند گابروی درشتبلور بیشترین مقدار کانیسازی فلزی را دارد و واحد فلدسپاتیک ورلیت همراه با دایکهای دیابازی تاخیری کمترین مقدار کانیسازی فلزی را دارند. این نکته با بافت ادکومولا در واحدهای ایلمنیتدار همخوانی دارد. تفریق پیشروندة سیال بجامانده از ماگما بهویژه با تبلور پلاژیوکلاز و پیروکسن، غنیشدگی از تیتانیم و آهن را بهدنبال دارد؛ ازاینرو، از MgO و SiO2 کاسته شده است و در سنگهای فروگابرو بیشترین تمرکز آهن و تیتانیم دیده میشود. در فلدسپاتیکورلیت که تیتانیم و آهن آنها کم است، روند تبلور بهترتیب شامل الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز است. این نکته نشان میدهد این سنگها از TiO2 فقیر هستند. پایانیترین مرحله، تبلور دایکهای دیابازی است که تأثیر بسیاری روی ترکیب شیمیایی واحدهای گابرویی نداشته است و خود بیشتر ترکیب گابرویی بهویژه هورنبلندگابرو دارند؛ تنها تغییرات بافتی در پی واکنشهای دما بالا را دی پی داشتهاند. برپایة بررسیهای سنگنگاری و زمینشیمی واحدهای سنگی مافیک و الترامافیک، همة واحدها بهعنوان سنگ مادر کانیسازی منطقه درگز بهشمار میروند و فروگابرو بیشترین مقدار تیتانیم و آهن را در ترکیب خود دارند.
ویژگیهای زمینشیمیایی عنصرهای اصلی نشان میدهد گابروهای بررسیشده سرشت تولهایتی دارند و از دیدگاه زمینشیمیایی کاملاً به سنگهای پوسته اقیانوسی و کومولاهای اقیانوسی شبیه هستند. واحد فلدسپاتیکورلیت ترکیبی نزدیک به کومولاهای الترامافیک و دیگر واحدها ترکیب کومولاهای مافیک دارند. دایکهای دیابازی ترکیبی همانند MORB دارند و در امتداد یک پشتة در حال گسترش پدید آمدهاند. بررسیهای زمینشیمیایی نشان میدهد رخنمون واحدهایی مافیک و الترامافیک در منطقه بررسیشده خاستگاه یکسانی دارند. پس واحد فروگابروی سرشار از تیتانیم و آهن با دیگر واحدهای گابرویی این منطقه همزاد است و تنها در پی فرایند تفریق ماگمایی اکسیدهای مگنتیت و ایلمنیت فراوان در آن پدید آمدهاند.
)