Document Type : Original Article
Authors
1 Acadimic member of Geology department, Sciences college , University of Sistan and Baluchestan
2 ph.D student of Geochemistry/ Geology, Faculty of Science,University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran
3 Academic member of Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
منطقة سفیدسنگ و درگیابان در پهنة جوشخوردة سیستان (Sistan suture zone)، در خاور ایران و میان دو بلوک لوت و افغان جای دارد (شکل 1- A). این پهنه بیشتر دربردارندة ملانژهای زمینساختی و افیولیتی، فلیش و انواع سنگهای آذرین حد واسط تا اسیدی از کرتاسه تا کواترنری است (شکل 1- B).
شکل 1- A) جایگاه پهنة جوشخوردة سیستان (SSZ) نسبت به دیگر پهنههای زمینشناسی ایران (Modified from Aghanabati, 2004) ؛ B) نقشة زمینشناسی سادهشدة بخشی از پهنة جوشخوردة سیستان (کادر مستطیل در شکل A) (Modified from Camp and Griffis, 1982) (SD= سفیدسنگ و درگیابان؛ ST= شورچاه و توزگی؛ L= لخشک؛ B= بائوت؛ S= سفیدآبه و حیدرآباد)؛ C) جایگاه جغرافیایی کانیزاییهای آنتیموان در استان سیستان و بلوچستان (برپایة تصویرهای Google Earth)
پیدایش این پهنه از اواسط کرتاسه و در پی رویدادهای زمینساختی مهم، اما کوتاهمدت، آغاز شده است (Tirrul et al., 1983). نخست کافتش در میانة کرتاسه، جدایی بلوکهای لوت و افغان، گسترش یک اقیانوس بینابینی و نهشتهشدن تودههای ستبری از رسوبهای دریایی (فلیشها) را بهدنبال داشته است (Tirrul et al., 1983). سپس در پایان کرتاسه با پیدایش سنگهای آذرین بیرونی و درونی نخیلاب (Hedayati et al., 2016) و رودشور فرورانش آغاز شده است. در پایان، برخورد بلوک لوت و افغان در ائوسن میانی و پایانی با پیدایش سنگهای آذرین گوناگون (مانند: باتولیت زاهدان) شناخته میشود (Camp and Griffis, 1982). رویدادهای پسابرخوردی بلوکهای لوت و افغان، چینخوردگی و گسلخوردگی راستالغز مزدوج و ماگماتیسم در الیگوسن و میوسن و پیدایش سنگهای آذرین درونی، نیمهدرونی و بیرونی را در پی داشتهاند (Camp and Griffis, 1982). پیدایش دایکها و استوکهای دیوریتی و گرانودیوریتی در سیاهجنگل و شمال کوه تفتان پیامد فرورانش مکران در جنوبخاوری ایران دانسته شده است (Boomeri, 2017; Richards et al., 2018).
جابهجاییهای راستالغز راستبر اصلی، بیشتر در راستای گسلهای کهنتر متمرکز شدهاند و حرکتهای متضاد میان بلوکهای لوت و افغان در میوسن را بهدنبال داشته است که پیامد آن پیدایش دایک و استوکهای فراوان و ولکانیسم آلکالن بوده است (Tirrul et al., 1983).
بهدنبال رویدادهای کافتش، فرورانش، برخوردی و پسابرخوردی و فرایندهای ماگمایی و گرمابی مرتبط با آنها در پهنة جوشخوردة سیستان، کانسارهای فراوانی (مانند: کانسارهای آنتیموان رگهای) در این پهنه پدید آمدهاند (Farshidpour, 2012; Moradi, 2012; Moradi et al., 2014; Boomeri, 2014; Marzi, 2016). کانسارهای آنتیموان اصولاً نسبت به فلزهای پایه حجم کمتری دارند و به مقدار کمتری یافت میشوند. همچنین، این کانسارها با سیالهای گرمابی، پهنههای برشی، فعالیتهای آتشفشانی، گرانیتوییدها و سنگهای دگرگونی درجه پایین در پهنههای کوهزایی و برخوردی وابستگی بسیاری دارند (Dill, 2010). برخی کانسارهای آنتیموان بیشتر به پایانههای رسوبی محدودند و فیلیتها، سنگآهک کربندار و شیستهای سیاه دارند (Dill, 2010). بیشتر کانسارهای آنتیموان جهان را عوامل ساختاری کنترل میکنند و پهنههای برشی، گسلهای کششی و چینخوردگیها محیط خوبی برای پیدایش کانی سازی آنتیموان هستند (Dill, 2010). بیشتر از 24 کانسار و اثر معدنی آنتیموان در بخشهای گوناگون ایران وجود دارد (Mehrabi, 2012). کانیزاییهای آنتیموان در ایران بیشتر رگهای و گرمابی هستند که در ارتباط با فعالیتهای آذرین آتشفشانی و درونی پدید آمدهاند (Mehrabi, 2012). رگههای آنتیمواندار در استان سیستان و بلوچستان در مکانهای بسیاری از نهبندان تا جنوب زاهدان دیده میشوند و برخی از آنها با کانیزایی طلا همراهند. مهمترین کانسارها و اندیسها (مانند: شورچاه و توزگی، درگیابان، سفیدسنگ، بائوت، چاه بریش، لخشک و سفیدابه) هستند (Boomeri, 2014). جایگاه جغرافیایی این منطقهها در شکل 1- C نشان داده شده است.
منطقة سفیدسنگ در 55 کیلومتری جنوب زاهدان و در مرز جنوبی گرانیتویید زاهدان جای دارد. منطقة درگیابان نیز در خاور منطقة سفیدسنگ است. کانیزایی آنتیموان در این بخشها وابستگی تنگاتنگی با گرانیتویید زاهدان، فیلیت و فلیشهای گسله و دگرسان شده، پهنههای برشی و میلونیتی و گسلهای راستالغز دارند (Boomeri, 2014).
هدف این پژوهش بررسی کانیزایی آنتیموان و طلا و بررسی سنگنگاری و زمینشیمی سنگهای آذرین مرتبط با آنهاست. در این پژوهش تلاش شده است برپایة ویژگیهای زمینشیمیایی، نخست خاستگاه و جایگاه زمینساختی سنگهای آذرین درونی و نیمهبیرونی و سپس دگرسانی، کانیشناسی، سبک و شکل و کانیزاییهای گوناگون در منطقة درگیابان و سفیدسنگ بررسی شوند.
روش انجام پژوهش
این پژوهش برپایة بررسیهای صحرایی و آزمایشگاهی است. برای رسیدن به اهداف این پژوهش، پس از شناسایی، تفکیک و بررسی ارتباط تودههای آذرین درونی، نیمهدرونی و دایکهای منطقه در صحرا، نمونههای فراوانی برداشت شد. از میان آنها، شمار 50 مقطع نازک برای بررسیهای سنگنگاری و دگرسانی و شمار 17 مقطع نازک- صیقلی برای بررسی کانهنگاری ساخته و سپس مطالعه شدند. برای بررسی رفتار زمینشیمیایی و مقدار عنصرها در سنگهای بررسیشده، 17 نمونه از سنگهای آذرین درونی و نیمهدرونی و رگههای معدنی برگزیده شدند.
نمونههای برگزیده، برای اندازهگیری عنصرهای اصلی به روش XRF مدل فیلیپس ساخت هلند و برای اندازهگیری عنصرهای کمیاب به روش ICP-MS با دستگاه مدل ACILBMT7900 در مرکز تحقیقات و فراوری مواد معدنی ایران در کرج تجزیه شدند (جدول 1). در همة نمودارها، واحد اندازهگیری برای عنصرهای اصلی درصد وزنی و برای عنصرهای فرعی و کمیاب بخش در میلیون (ppm) است. نام اختصاری کانیها در سراسر مقاله از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است.
زمینشناسی
سنگهای فلیشگونه، تودههای نفودی گرانیتوییدی، تودههای نیمهبیرونی پورفیری و دایکهای گوناگون و نهشتههای جدید از واحدهای زمینشناسیِ قدیم تا جدید در منطقة سفیدسنگ و درگیابان بهشمار میروند (Berberian, 1983) (شکل 2- A). تودههای گرانیتوییدی آذرین درونی و تودههای نیمهبیرونی با سن الیگوسن در واحدهای فلیشی ائوسن برونزد دارند. دایکهایی از جنس گرانیت، گرانودیوریت و دیوریت با روند شمالباختری- جنوبخاوری و شمالخاوری- جنوبباختری در این سنگها نفوذ کردهاند. سن دایکها الیگوسن پسین دانسته شده است (Berberian, 1983).
فلیشها سنگهای گوناگونی را دربر گرفتهاند. این فلیشها برپایة بافت و ترکیبشان حالت خردشدگی و برگوارگی دارند. این گروه سنگی که رنگهای متنوعی دارد دچار دگرگونی ناحیهای و مجاورتی و دگرسانی نیز شده است؛ بهگونهایکه نشانههای دگرگونی و دگرسانی در مجاورت با تودههای گرانیتی به بیشترین اندازه خود رسیده است (شکل 3- A).
جدول 1- دادههای تجزیة شیمیایی سنگهای منطقة سفیدسنگ و درگیابان (عنصرهای اصلی برپایة wt.% و عنصرهای کمیاب برپایة ppm)
|
Sample No. |
D30 |
D24 |
D9 |
D2a |
D2 |
D6 |
D17 |
SS2-1 |
S3-V9 |
S2-V22 |
S2-V24 |
S3-V12 |
S1-V25 |
D35 |
|
Rocks Type |
diorite |
granodiorite |
diorite |
diorite |
granodiorite |
granodiorite |
diorite |
granite |
granitediorite |
microgranite |
granodiorite |
microgranite |
granite |
granite |
|
SiO2 |
56.11 |
58.27 |
52.05 |
55.93 |
58.36 |
63.20 |
54.55 |
68.39 |
64.86 |
71.56 |
62.20 |
70.98 |
73.35 |
68.67 |
|
Al2O3 |
20.05 |
17.93 |
19.74 |
19.95 |
17.19 |
23.18 |
19.46 |
16.93 |
17.31 |
17.60 |
17.64 |
17.51 |
15.93 |
15.79 |
|
TiO2 |
0.77 |
0.63 |
0.54 |
0.50 |
0.70 |
0.46 |
0.41 |
0.34 |
0.64 |
0.39 |
0.60 |
0.21 |
0.28 |
0.38 |
|
Fe2O3 |
9.26 |
6.00 |
5.87 |
4.49 |
6.56 |
2.16 |
5.66 |
2.78 |
4.09 |
1.59 |
4.61 |
1.31 |
1.97 |
3.16 |
|
MnO |
0.49 |
0.27 |
0.27 |
0.28 |
0.27 |
0.22 |
0.28 |
0.15 |
0.20 |
0.16 |
0.20 |
0.17 |
0.15 |
0.23 |
|
MgO |
2.94 |
1.34 |
1.05 |
1.06 |
1.46 |
1.20 |
1.52 |
1.00 |
1.14 |
0.75 |
0.99 |
0.80 |
0.75 |
0.91 |
|
CaO |
0.42 |
6.39 |
8.19 |
6.67 |
6.63 |
0.23 |
6.62 |
2.23 |
4.61 |
0.21 |
5.87 |
2.31 |
1.80 |
2.62 |
|
Na2O |
1.40 |
1.80 |
1.20 |
1.35 |
2.33 |
2.00 |
1.90 |
3.75 |
2.14 |
1.50 |
2.08 |
3.21 |
2.15 |
2.98 |
|
K2O |
2.55 |
3.38 |
4.38 |
3.55 |
2.83 |
5.83 |
2.88 |
4.29 |
2.20 |
3.63 |
2.16 |
1.60 |
3.45 |
4.65 |
|
P2O5 |
0.21 |
0.23 |
0.12 |
0.16 |
0.24 |
0.22 |
0.20 |
0.18 |
0.15 |
0.10 |
0.13 |
0.16 |
0.15 |
0.19 |
|
LOI |
4.60 |
3.74 |
6.52 |
6.00 |
3.71 |
1.90 |
6.81 |
1.17 |
2.26 |
2.46 |
3.65 |
1.65 |
0.88 |
0.65 |
|
Total |
98.8 |
100.0 |
99.9 |
99.9 |
100.3 |
100.6 |
100.3 |
101.2 |
99.6 |
100.0 |
100.1 |
99.9 |
100.9 |
100.2 |
|
Li |
51.0 |
14.0 |
16.0 |
14.0 |
22.0 |
55.0 |
35.0 |
74.0 |
42.0 |
0.1 |
35.3 |
24.3 |
65.8 |
46.0 |
|
Be |
2.6 |
1.7 |
1.2 |
1.5 |
1.1 |
1.4 |
1.5 |
3.9 |
2.5 |
1.3 |
2.4 |
1.4 |
2.4 |
3.1 |
|
Sc |
6.7 |
2.7 |
3.4 |
6.2 |
2.7 |
3.1 |
2.5 |
1.7 |
5.1 |
3.3 |
6.5 |
2.9 |
3.3 |
1.5 |
|
V |
133.0 |
53.0 |
57.0 |
48.0 |
63.0 |
66.0 |
61.0 |
36.0 |
49.6 |
28.2 |
52.7 |
5.9 |
17.6 |
36.0 |
|
Cr |
176.0 |
103.0 |
42.0 |
41.0 |
136.0 |
89.0 |
64.0 |
128.0 |
84.5 |
54.1 |
76.8 |
74.8 |
118.0 |
102.0 |
|
Co |
23.2 |
7.5 |
5.7 |
4.6 |
8.1 |
3.0 |
6.9 |
4.6 |
7.3 |
0.6 |
8.3 |
1.7 |
3.1 |
4.5 |
|
Cu |
10170 |
60.0 |
34.0 |
16.0 |
9.0 |
154.0 |
8.0 |
10.0 |
15.0 |
10.3 |
15.5 |
15.7 |
15.4 |
35.0 |
|
Zn |
2388 |
82.0 |
1021 |
138.0 |
69.0 |
132.0 |
50.0 |
49.0 |
71.0 |
22.5 |
77.1 |
22.6 |
40.3 |
49.0 |
|
As |
24.0 |
3.0 |
56.0 |
3.0 |
2.0 |
20.0 |
3.0 |
6.0 |
5.0 |
36.7 |
2.9 |
91.4 |
2.2 |
5.0 |
|
Rb |
88.0 |
45.0 |
48.0 |
32.0 |
37.0 |
47.0 |
31.0 |
136.0 |
80.5 |
191.0 |
115.0 |
41.8 |
118.0 |
101.0 |
|
Sr |
27.0 |
534.0 |
84.0 |
247.0 |
471.0 |
41.0 |
268.0 |
273.0 |
1182 |
320.0 |
759.0 |
380.0 |
270.0 |
220.0 |
|
Y |
10.0 |
5.0 |
6.0 |
16.0 |
5.0 |
1.0 |
5.0 |
3.0 |
7.5 |
1.4 |
11.9 |
2.4 |
3.3 |
4.0 |
|
Zr |
45.0 |
35.0 |
55.0 |
50.0 |
40.0 |
20.0 |
15.0 |
16.0 |
33.0 |
9.7 |
13.2 |
11.2 |
5.8 |
15.0 |
|
Nb |
10.0 |
9.9 |
2.5 |
4.5 |
7.8 |
4.7 |
4.4 |
9.8 |
19.9 |
15.3 |
20.7 |
15.0 |
8.6 |
10.0 |
|
Mo |
6.6 |
4.3 |
3.2 |
1.8 |
4.6 |
4.4 |
3.6 |
4.2 |
0.9 |
34.0 |
0.4 |
1.3 |
1.6 |
2.5 |
|
Sn |
38.5 |
2.7 |
4.2 |
2.3 |
2.3 |
4.8 |
2.6 |
4.6 |
3.0 |
24.5 |
3.3 |
3.0 |
3.3 |
2.8 |
|
Sb |
8.5 |
6.1 |
3.6 |
1.7 |
2.3 |
3.0 |
5.5 |
5.4 |
2.8 |
23.6 |
6.3 |
7.6 |
3.4 |
3.7 |
|
Cs |
6.1 |
5.1 |
2.9 |
6.8 |
2.3 |
4.8 |
2.9 |
15.6 |
7.6 |
11.1 |
3.4 |
8.6 |
17.1 |
4.1 |
|
Ba |
216.0 |
706.0 |
508.0 |
508.0 |
614.0 |
581.0 |
556.0 |
515.0 |
1018 |
745.4 |
752.4 |
205.8 |
396.6 |
317.0 |
|
La |
4.0 |
16.0 |
15.0 |
62.0 |
14.0 |
5.0 |
10.0 |
10.0 |
24.2 |
34.0 |
36.0 |
13.3 |
15.6 |
7.0 |
|
Ce |
7.0 |
28.0 |
22.0 |
106.0 |
25.0 |
11.0 |
16.0 |
22.0 |
44.5 |
61.5 |
68.1 |
24.1 |
30.8 |
15.0 |
|
Pr |
1.5 |
2.7 |
1.5 |
1.8 |
2.1 |
1.1 |
1.9 |
2.3 |
4.4 |
5.7 |
6.8 |
2.1 |
3.0 |
1.5 |
|
Nd |
7.0 |
10.0 |
9.0 |
23.0 |
10.0 |
5.0 |
8.0 |
7.0 |
16.8 |
18.4 |
25.3 |
7.0 |
10.4 |
7.0 |
|
Sm |
2.2 |
2.7 |
1.5 |
1.8 |
2.2 |
1.3 |
2.1 |
2.4 |
3.5 |
2.8 |
4.7 |
1.2 |
1.7 |
1.8 |
|
Eu |
0.9 |
0.8 |
0.7 |
0.8 |
0.8 |
0.8 |
0.8 |
0.6 |
1.4 |
0.6 |
1.5 |
0.4 |
0.4 |
0.5 |
|
Gd |
2.7 |
1.7 |
1.4 |
2.3 |
1.8 |
2.0 |
1.6 |
2.3 |
2.6 |
2.3 |
4.2 |
1.0 |
1.6 |
2.3 |
|
Tb |
0.5 |
0.5 |
0.6 |
0.6 |
0.5 |
0.5 |
0.6 |
0.4 |
0.3 |
0.2 |
0.5 |
0.1 |
0.2 |
0.3 |
|
Dy |
2.7 |
1.1 |
2.8 |
2.7 |
2.7 |
2.0 |
1.2 |
1.1 |
1.5 |
0.6 |
2.4 |
0.5 |
0.6 |
1.0 |
|
Er |
2.0 |
1.4 |
2.1 |
2.0 |
2.2 |
1.3 |
1.4 |
0.7 |
0.9 |
0.3 |
1.3 |
0.3 |
0.4 |
0.8 |
|
Tm |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Yb |
1.4 |
1.0 |
1.6 |
1.4 |
1.1 |
1.0 |
1.5 |
0.8 |
0.8 |
0.1 |
1.1 |
0.1 |
0.3 |
0.7 |
|
Lu |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.0 |
0.2 |
0.0 |
0.0 |
0.1 |
|
Hf |
1.5 |
1.4 |
1.7 |
1.4 |
1.4 |
1.5 |
1.9 |
1.2 |
1.2 |
0.1 |
0.6 |
0.6 |
0.4 |
1.0 |
|
W |
6.3 |
1.8 |
1.0 |
1.0 |
1.6 |
1.8 |
1.2 |
2.1 |
2.2 |
5.3 |
2.3 |
1.9 |
1.4 |
1.0 |
|
Pb |
66.0 |
32.0 |
174.0 |
77.0 |
29.0 |
3615 |
24.0 |
39.0 |
21.0 |
333.0 |
19.0 |
13.0 |
23.0 |
43.0 |
|
Th |
5.2 |
5.0 |
3.1 |
3.8 |
3.7 |
3.1 |
3.7 |
6.1 |
7.4 |
3.2 |
12.8 |
3.6 |
8.4 |
3.4 |
|
Eu/Eu* |
1.13 |
1.14 |
1.28 |
1.20 |
1.23 |
1.52 |
1.34 |
0.79 |
1.42 |
0.72 |
1.03 |
1.12 |
0.74 |
0.75 |
شکل 2- A) نقشة زمینشناسی منطقة سفیدسنگ و درگیابان و نمایش بخشی از کادر محدوده بررسیشده در آن؛ B) نقشة زمینشناسی محدوده بررسیشده (Modified after Berberian, 1983)
شکل 3- A) نمایی از تودة گرانیتی در منطقة سفیدسنگ (دید رو به شمال)؛ B) نمایی از تودههای گرانودیوریت در منطقة درگیابان (دید رو به شمالخاوری)
گرانیتوییدها بخشی از باتولیت گرانیتوییدی زاهدان هستند که از شمالباختری تا جنوبخاوری پهنة جوشخوردة سیستان گسترش دارند. این گرانیتوییدها در منطقة سفیدسنگ بهصورت تودههای سفیدرنگ (شکل 3- A) و در منطقة درگیابان بهصورت تودههای کرمرنگ دیده میشوند (شکل 3- B). برخی رخنمونهای این گرانیتوییدها فابریک جهتیافته دارند و نشانههای میلونیتیشدن و سیلیسیشدن در آنها به فراوانی دیده میشود.
تودههای نیمهبیرونی (سنگهای پورفیری) در بخشهای باختری سفیدسنگ و در منطقة درگیابان و در مرز جنوبی گرانیتوئید زاهدان حضور دارند و در برخی جاها بهصورت استوک و یا گنبد دیده میشوند. رخنمون این سنگها روشن و بیشترشان دگرسانشده هستند. برخی رخنمونهای آن هوازده و دچار فرسایش پوستِ پیازی شدهاند (شکلهای 4- A و 4- B). کوارتزهای شکلدار بزرگ با جلای شیشهای از ویژگیهای این سنگها هستند. دایکهای اسیدی نیز رنگ روشن دارند و بیشترشان در فلیشها تزریق شدهاند. بیشتر این دایکها در سفیدسنگ دیده میشوند و بیشتر آنها روند شمالباختری- جنوبخاوری دارند. رنگ دایکهای حد واسط تیرهتر از دیگر سنگها است. فراوانترین دایکها در محدوده بررسیشده هستند و همة واحدهای کهنتر (مانند: فلیشها، گرانیتوییدها و تودههای نیمهبیرونی) را قطع کردهاند. این دایکها با روندهای متفاوت و در برخی مکانها بهصورت متقاطع دیده میشوند (شکل 2).
شکل 4- نفوذ دایکهای حد واسط در تودههای نیمهبیرونی (سنگهای پورفیری) در منطقة درگیابان: A) تودههای نیمهبیرونی با رنگ روشن که دایکهایی با با رنگ تیره در آن نفوذ کردهاند (راستای دایکها با خطهای قرمز نشان داده شده است؛ دید رو به شمال)؛ B) دایک و واریزههای آن بارنگ سیاه درون و روی تودههای نیمهبیرونی پورفیری (دید رو به شمالباختری؛ هوازدگی پوست پیازی در تصویر پایین گوشة راست)
افزونبر واحدهای سنگی یادشده، رگههای سیلیسی فراوانی با روندهای متفاوت در منطقه دیده میشوند (شکل 2- B) که برخی از آنها کانیزایی آنتیموان و طلا دارند. روند عمومی رگههای کانیزایی خاوری- باختری تا شمالخاوری- جنوبباختری است. رگههای سیلیسی که کانیزایی ندارند در سراسر پهنة جوشخورده سیستان در فلیشها دیده میشوند و بیشترشان روند شمالباختری- جنوبخاوری دارند. روابط صحرایی نشان میدهند رگههای همراه با کانیزایی از فلیشها و سنگهای آذرین منطقه جوانتر هستند.
سنگنگاری
فلیشها: این سنگها در منطقة سفیدسنگ و درگیابان دربردارندة ماسهسنگ، فیلیت، شیست لکهدار و میکاشیست هستند. ماسهسنگها بیشتر از کوارتز و فلدسپار ساخته شدهاند و سریسیت، کلسیت، کانیهای رسی و هیدروکسیدهای آهن از کانیهای ثانویة آنها هستند. فیلیت در نمونة دستی سبز رنگ است و سطحی صاف و لایهبندی نازک دارد. بافت میکروسکوپی آن لپیدوبلاستیک و پورفیروبلاستیک است. کوارتز بهصورت نیمهشکلدار و بیشکل و در اندازه کمتر از 1/0 میلیمتر فراوانترین کانی در این سنگهاست. کانیهای رسی و کربناته و سریسیت از دیگر کانیهای فراوان است. استارولیت، گارنت، آندالوزیت و کردیریت در شیستها و میکاشیستهای شمال منطقه دیده میشوند (شکلهای 5- A و 5- B). این واحدها کم و بیش پهنههای برشی، میلونیتی و سیلیسی دارند.
سنگهای آذرین درونی و نیمهدرونی
این سنگها بیشتر دربرگیرندة گرانیت، گرانودیوریت، گرانودیوریت پورفیری و دیوریت پورفیری هستند که در ادامه هرکدام از آنها بررسی میشوند.
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از فلیشهای دگرگونشده در منطقة سفیدسنگ و درگیابان: A) شیست لکهدار با بیوتیت (Bt)، استارولیت (St) با میانبارهای فراوان کوارتز، کوارتز (Qz) (تصویر XPL)؛ B) پیدایش گارنت (Grt) در یک شیستِ سرشار از کوارتز (Qz) و بیوتیت (تصویر PPL)
گرانیتویید: در نمونة دستی گرانیتوییدها مقداری اندکی از لکههای سیاه دیده میشود که دربرگیرندة انکلاو و کانیهای آهن و منیزیمدار هستند. گرانیتویید در سفیدسنگ از نوع گرانیت و در درگیابان از نوع گرانودیوریت است. گرانیت در سفیدسنگ از کانیهای کوارتز، میکروکلین، اورتوکلاز، پلاژیوکلاز (آلبیت و الیگوکلاز)، بیوتیت و مسکوویت ساخته شده است (شکل 6- A). گرانودیوریتهای درگیابان دربردارندة کانیهای پلاژیوکلاز، کوارتز، اورتوکلاز، هورنبلند، بیوتیت، اسفن و مگنتیت و کمی کانی ثانویه است (شکل 6- B).
شکل 6- A) تصویر میکروسکوپی XPL ازگرانیت سفیدسنگ با کانیهای پلاژیوکلاز (Pl)، میکروکلین (Mc)، بیوتیت (Bt) و کوارتز (Qz)؛ B) تصویر میکروسکوپی XPL از گرانودیوریت درگیابان با کانیهای پلاژیوکلاز، بیوتیت، کوارتز و هورنبلند (Hbl) و اسفن (Spn)
بلورهای میکروکلین شکلدار تا نیمهشکلدار و در اندازة 5/0 تا 5/1 میلیمتر هستند و ماکل مشبک دارند. همچنین، نشانههای تجزیه به کانیهای رسی و سریسیت در آن ناچیز است (شکل 5- A). پلاژیوکلاز بهصورت نیمهشکلدار و شکلدار با اندازة 3/0 تا 2 میلیمتر است و ماکل پلیسینتتیک و منطقهبندی دارد. نشانههای تجزیه به کانیهای رسی و سریسیت در این کانی دیده میشوند (شکل 5). کوارتز بهصورت بلورهای بیشکل در اندازة 32/0 تا 2 میلیمتر با خاموشی موجی در فضای خالی دیگر کانیها پدید آمده است. در زیر میکروسکوپ، بیشتر بلورهای بیوتیت شکلدار و نیمهشکلدار، با اندازه کمتر از 1 میلیمتر هستند و چندرنگی قهوهای کمرنگ تا پررنگ، خاموشی مستقیم و یک سری رخ در مقطعهای طولی نشان میدهند. مسکوویت در گرانیتهای سفیدسنگ و هورنبلند در گرانودیوریتهای درگیابان بهصورت کانی نخستین و بلورهای مشخص پدید آمدهاند.
تودههای نیمهبیرونی (سنگهای پورفیری): هرچند بخش بزرگی از این سنگها از نوع گرانودیوریت پورفیری است، اما ترکیب آنها متغیر و دربرگیرندة گرانودیوریت، کوارتزدیوریت و دیوریت است. بافت همة آنها پورفیری است. نزدیکبه 40 درصدحجمی این سنگها را معمولاً زمینه و 60 درصدحجمی آنها را فنوکریستها دربر گرفتهاند. فنوکریستها بیشتر پلاژیوکلاز، کوارتز و هورنبلند هستند (شکلهای 7- A و 7- B). در برخی نمونهها بیوتیت نیز دیده میشود. بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز شکلدار و نیمهشکلدار، با اندازه 2/0تا 5/1 میلیمتر هستند و منطقهبندی، ماکل و دگرسانی نشان میدهند (شکلهای 7- A و 7- B). بخشهایی از این کانی با کلسیت، سریسیت، کلریت و اپیدوت جایگزین شدهاند. درشتبلورهای کوارتز با اندازه 1/0 تا 3 میلیمتر و بیشتر گردشده هستند و حاشیه و بخشهای جذبشده دارند (شکل 7- A). آمفیبول با شکلهای کشیده در اندازههای 1/0 تا 1 میلیمتر است که در برخی بخشها، بهصورت حاشیهای با اپیدوت، بیوتیت، سریسیت، کلسیت و کلریت جایگزین شده است (شکلهای 7- A و 7- B). بخش بزرگی از زمینة گرانودیوریت پورفیری را کوارتزهای ریز بلور فراگرفتهاند.
دایکهای حد واسط: بافت این دایکها پورفیری و زمینه آنها بیشتر از بلورهای خیلی ریز پلاژیوکلاز و کوارتز ساخته شدهاند و گاه این کانیها تا 60 درصد حجم این سنگ را دربر گرفتهاند. کانیهای ریز آمفیبول، بیوتیت و کانیهای ثانویه در زمینه نیز حضور دارند. فنوکریستها بیشتر پلاژیوکلاز همراه با مقداری کوارتز، بیوتیت و آمفیبول هستند (شکل 7- B). از دیدگاه سنگنگاری، این دایکها بیشتر گرانودیوریت پورفیری تا دیوریت پورفیری هستند. بلورهای پلاژیوکلاز بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار، در اندازه 2 میلیمتر، با منطقهبندی و ماکلهای متنوع هستند. بلورهای کوارتز، کلریت، کلسیت و بیوتیت و سریسیت از کانیهای ثانویه هستند. درشت بلورهای کوارتز در بسیاری از آنها دیده میشوند و درصد آنها از گرانودیوریت پورفیری بهسوی دیوریت پورفیری کاهش مییابد.
دایکهای اسیدی (میکروگرانیت): در نمونة دستی رنگ سفید و ریز دانه دارند (شکل 7- C). بافت این سنگ میکروگرانولار و ریزتر از گرانیت است. حجم کوارتز در این سنگ بیش از 50 درصد و با اندازه 1/0 تا 1 میلیمتر است (شکل 7- D). بهترتیب فراوانی، پلاژیوکلاز، مسکوویت و میکروکلین از کانیهای دیگر این گروه سنگی هستند. بیشتر این کانیها شکلدار تا نیمهشکلدار هستند. همچنین، در پی دگرسانی در این سنگها، کلسیت، اپیدوت و سریسیت نیز بهصورت ثانویه پدید آمدهاند.
شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) و صحرایی از تودههای نیمهبیرونی و دایکها در منطقة درگیابان: A) درشت بلورهای کوارتز و پلاژیوکلاز در زمینة دانه ریز گرانودیوریت پورفیری (بلورهای آمفیبول (Amp) با کانیهای ثانویهای مانند اپیدوت (Ep) جانشین شدهاند)؛ B) درشت بلور پلاژیوکلاز و تجمعی از بلورهای هورنبلند در زمینة دیوریت پورفیری؛ C) بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز، کلریت (Chl) و هورنبلند در دایک گرانودیوریت پورفیری؛ D) نمونة دستی میکروگرانیت؛ E) میکروگرانیت با کوارتز و مسکوویت (Ms)
کانیزایی و دگرسانی
در منطقة بررسیشده کانیزایی رگهای آنتیموان و طلا و نشانههایی از کانیزایی مس پورفیری دیده میشوند. رگههای معدنی در منطقة سفیدسنگ و درگیابان، رگههای کوارتز- استیبینیت، رگههای سیلیسی طلادار و رگههای کوارتز- کربنات طلادار هستند. استیبنیت هم بهصورت رگة خالص و هم بهصورت دانههای پراکنده در رگههای برشیشده پدید آمده است. سنگ میزبان رگههای معدنی در ناحیه سفیدسنگ واحد گرانیتوییدی و واحد فلیش و در ناحیه درگیابان واحد فلیش است. در سفیدسنگ یکی از رگههای آنتیموان با درازای بیشتر از 20 متر استخراج شده است (شکل 8- A). این رگه از نوع رگههای کوارتز- استیبنیت است و عیار بالایی از آنتیموان دارد (شکل 8- B) و ستبرای آن به نیم متر هم میرسد. سنگ میزبان این رگة گرانیت است (شکل 8- A). کانیزایی آنتیموان بیشتر با رگههایی همراه است که روند خاوری- باختری و شمالخاوری- جنوبباختری دارند. رگههای سیلیسی نشاندادهشده در شکل 8- C کانیزایی طلا دارند. این رگههای طلادار که بسیار برشی شدهاند، دربرگیرندة مقدار کمی استیبنیت و پیریت نیز هستند. بخشهای این برش به رنگهای گوناگونی دیده میشود که قطعات خاکستری درون آنها پیریت و استیبنیت دارند. طلا در زیر میکروسکوپ شناسایی نمیشود و دادههای تجزیة شیمیایی نشان میدهند برخی از این رگه تا یک گرم در تن طلا دارند (Marzi, 2016). در منطقة درگیابان رگههای سیلیسی–کربناته با ستبرای نزدیک به 1 متر دیده میشوند (شکل 8- D) که پتانسیل بالایی از طلا دارند (تا ppm 7) (Bagherifar, 2008). آثار شدادی و تونلهای اکتشافی قدیمی فراوان در این منطقه دیده میشود که نشاندهندة استخراج این رگهها در قدیم است (شکل 8- E). یک واحد صنعتی وابسته به یک شرکت خصوصی در این منطقه از پلاسرهای بخش شمالی منطقة درگیابان، به بهرهبرداری طلا میپردازد.
شکل 8- عکسهایی از رگههای معدنی و نشانههای آنها در منطقة سفیدسنگ و درگیابان: A) رگة آنتیموان استخراجشده در سفیدسنگ در گرانیتویید سفیدسنگ که پیرامون آن دگرسان شده است (دگرسانی در جاییکه با دایره نشان داده شده است بیشتر است)؛ B) بخشی از رگة استیبنیت که با بزرگنمایی بیشتری نشان داده شده است؛ C) رگة سیلیسی همراه با کانیزایی طلا در منطقة سفیدسنگ؛ D) بخشی از رگة کوارتز- کربنات طلادار در منطقة درگیابان، که دو طرف آن با دو خط موازی نشان داده شده است (دید رو به شمال)؛ E) نشانههای شدادی در منطقة درگیابان (که جای آنها با دایره نشان داده شده است)
بلورهای استیبنیت در نمونة دستی رنگ خاکستری با شکلهای باریک و کشیده دارند (شکل 9- A). برپایة بررسیهای کانیشناسی و کانهنگاری، استیبنیت کانه اصلی درونزاد در رگههای کوارتز- استیبنیت است و بلورهای نیمهشکلدار و بیشکل آن در فضاهای خالی میان بلورهای کوارتز پدید آمدهاند (شکل 9- B). انایزوتروپی شدید و ماکلهای تکراری از ویژگیهای این کانی در نور XPL است. پیریت بهصورت دانههای ریز پراکنده در بیشتر رگههای معدنی دیده میشود. در منطقة شورچاه که در شمال محدوده بررسیشده است، پیروتیت و ارسنوپیریت بهصورت اولیه و اکسیدهای آنتیموان بهصورت ثانویه در رگههای آنتیمواندار پدید آمدهاند (Moradi et al., 2015). رنگهای قرمز، زرد، قهوهای، کرم و خاکستری رگههای همراه با کانیزایی پیامد جانشینی پیریت و دیگر سولفیدهای آهن هیپوژن با اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن در گذر زمان است.
شکل 9- A) استیبنیت با رنگ خاکستری در نمونة دستی؛ B) استیبنیت (Stb) در نور بازتابی
فراوانترین باطله، کوارتز است که همراه با اکسیدهای آهن،کانیهای رسی و کربناته در این رگهها دیده میشود (شکل 10- A). سنگهای میزبان در اطراف رگههای معدنی دچار دگرسانی سیلیسیشده و کوارتز و دیگر شکلهای SiO2 بهصورت پراکنده و رگچهای در آنها گسترش پیدا کردهاند. همچنین، بیوتیت و کانیهای کدر در فضاهای خالی آنها دیده میشوند (شکل 10- B).
شکل 10- A) نمایی از بلورهای کوارتز در رگة سیلیسی در سفیدسنگ (شبکة شکستگی آنها دچار آغشتگیهایی از هیدرواکسیدآهن شده است)؛ B) سنگ اطراف رگههای سیلیسی که سرشار از کوارتز است و کانیهای ثانویه و کدر در فضای خالی دیده میشوند
در منطقة سفیدسنگ، گرانیت در اطراف رگة استیبنیت دچار دگرسانی شده است. دگرسانی آن بیشتر دگرسانی آرژیلیک است (شکل 8- A). رگههای سیلیسی در واحدهای فلیشی نیز هالة دگرسانی گستردهای دارند که بیشتر بهصورت دگرسانی آرژیلیک و سیلیسی است. در پی آغشتگی به هیدروکسیدهای آهن، این هاله نمایی رنگارنگ دارد. رگههای آنتیموان و طلا در منطقة سفیدسنگ و درگیابان از نوع گرمابی است و گسلها نقش بسیاری در کنترل کانیزایی داشتهاند. دمای همگنی و شوری سیالهای درگیر در کوارتزهای همراه با رگههای معدنی بهترتیب از 230 تا 250 درجة سانتیگراد و 1/3 تا 6/3 درصدوزنی معادل نمکطعام برآورده شده است که در محدوده کانیزایی اپیترمال جای میگیرند (Marzi, 2016). در منطقة درگیابان، سنگهای نیمهبیرونی (مانند: گرانودیوریت پورفیری و دیوریت پورفیری) بهشدت دگرسانشده هستند. گستردهترین دگرسانیها در این سنگهای از نوع فیلیک و پروپیلیتیک هستند (شکل 11). در سنگهایی که دچار دگرسانی فیلیک شدهاند کانیهای اولیه (مانند: پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت) با سریسیت، کوارتز، اپیدوت، کلسیت و کلریت جایگزین شدهاند. در این سنگها درصدحجمی سریسیت، کوارتز و پیریت بسیار بیشتر از دیگر کانیهاست (شکلهای 11- A و 11- B).
شکل 11- تصویرهای میکروسکوپی از دگرسانیها در منطقة درگیابان: A) دگرسانی سریسیتی؛ B) دگرسانی سریسیتی؛ C) دگرسانی پروپیلیتیک؛ D) رگة کوارتز- کربنات
در سنگهایی که دچار دگرسانی پروپیلیتیک شدهاند، میزان کلریت، اپیدوت و کلسیت بیشتر است (شکل 11- C). رگچهها و استوکورکهای کوارتز و پیریت در این سنگها کمیاب هستند. بیوتیت گرمابی در برخی سنگهای منطقة درگیابان دیده میشود که شاید نشانهای از دگرسانی پتاسیک باشد. بیشتر دایکها دگرسانی کمتری را نشان میدهند. رگهها و رگچههای کلسیت و دولومیت در منطقة درگیابان پدیدهای رایج است و معمولاً رگههای سیلیسی را قطع کردند (شکل 11- D).
در منطقة درگیابان کانیزایی مس در یک واحد آندزیتی بهصورت کربنات مس (مالاکیت) دیده شد. در نمونهای که از این واحد برداشت شد مقدار مس به بیش از یک درصدحجمی میرسد (جدول 1). افزونبراین، در نمونههای برداشتشده از سنگهای نیمهبیرونی آنومالیهای چشمگیری از سرب و روی وجود دارد (جدول 1). این آنومالیها و نوع و گسترش دگرسانیها در سنگهای نیمهبیرونی در منطقة درگیابان شاید با یک سیستم کانیزایی پورفیری در منطقه مرتبط باشد. رگههای طلا، سرب، روی و آنتیموان در منطقه چهبسا بخش حاشیهای یک سیستم پورفیری باشند. اثبات این فرضیه نیازمند انجام بررسیهای بیشتر است.
ردهبندی شیمیایی
نمونههای بررسیشده برپایة نمودار SiO2در برابر Na2O+K2O، ترکیب گرانیت، گرانودیوریت، دیوریت، مونزودیوریت وکوارتز مونزونیت دارند (شکل 12).
برپایة نمودار SiO2 دربرابر A/CNK سنگهای بررسیشده در محدوده گرانیتوییدهای نوع I و نوع S هستند (شکل 13- A). گرانیت سفیدسنگ در محدوده گرانیتوییدهای نوع S هستند؛ اما گرانیت درگیابان در محدوده گرانیتوییدهای نوع I جای میگیرد. گرانیت منطقة سفیدسنگ که دربرگیرندة میکروکلین و مسکوویت است از دیدگاه کانیشناسی نیز همانند گرانیتوییدهای نوع S است؛ اما گرانیتوییدِهای منطقة درگیابان، مگنتیت، اسفن و آمفیبول دارند و این نکته نشان میدهد کانیشناسی این سنگها همانند گرانیتوییدهای نوع I است.
شکل 12- نامگذاری شیمیایی سنگهای آذرین درونی و نیمهبیرونی سفیدسنگ برپایة نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Cox et al., 1979)
ردهبندی سنگهای منطقه برپایة شاخص آلومینیم نشان میدهد گرانیتوییدها در محدوده پرآلومین جای میگیرند (شکل 13- B). دو نمونهای که به مقدار اندک پر آلومین هستند گرانیتویید درگیابان هستند که از نوع I است؛ اما گرانیتویید سفیدسنگ شاخص آلومینیم بالاتر و کاملاً پرآلومین دارد.
سری ماگمایی
گرانیتوییدها، تودههای نیمهبیرونی و دایکهای حد واسط و اسیدی از نوع سابآلکالن از سنگهای آذرین بررسیشده هستند. این سنگهای بیشتر از سری ماگمایی کالکآلکالن تا کالکآلکالن پتاسیم بالا هستند (شکل 14). در شکل 14- A تقریباً همة نمونههای بررسیشده در محدوده سری ماگمایی کالکآلکالن جای میگیرند؛ اما در شکل 14- B، دو نمونه از تودههای نیمهبیرونی در محدوده سری ماگمایی شوشونیتی جای گرفتهاند. ازآنجاییکه این دو نمونه تا اندازهای دچار دگرسانی شدهاند، پس افزایش مقدار پتاسیم در آنها پیامد تأثیر سیالهای گرمابی بوده است.
شکل 13- نمایش ترکیب نمونههای سفیدسنگ و درگیابان: A) نمودار SiO2 دربرابر A/CNK (Chappell and White, 1974)؛ B) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1969) (A=Al2O3, C=CaO, N=Na2O, K=K2O)
شکل 14- جایگاه نمونههای سفیدسنگ و درگیابان در نمودارهای جداکننده سری ماگمایی: A) نمودار Th دربرابر Co (Hastie et al., 2007)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor 1976)
زمینشیمی عنصرهای اصلی
رفتار شیمیایی عنصرهای اصلی در نمودارهای تغییرات هارکر برای گرانیتویید، تودههای نیمهبیرونی، دایکهای حد واسط و اسیدی در شکل 15 نشان داده شده است. بالاترین مقدار SiO2 در نمونهها برابربا 35/73 درصد وزنی است که مربوط به یک گرانیت است و کمترین مقدار آن برابربا 52 درصدوزنی مربوط به یک دیوریت پورفیری دگرسان شده است. این سنگ، میزبان کانیزایی مس است و رگچههای مالاکیت در آن دیده و شناسایی میشوند. در کل، در همة نمونهها با افزایش SiO2، اکسیدهای آهن، Al2O3، CaO، MgO، TiO2 و K2O کاهش و Na2O افزایش یافتهاند. تغییرات دیگر عنصرهای اصلی (مگر K2O) با روند تفریق یا ذوببخشی همخوانی دارد، هرچند ازآنجاییکه سنگهای تفریقیافتة منطقه (مانند: گرانیتوییدها)، از سنگهای نیمهبیرونی (مانند: دایکها) قدیمیتر هستند، ارتباط دیدهشده میان آنها با فرایند جدایش بلورین توضیحدادنی نیست. شاید هرکدام از این گروه سنگها مربوط به رویدادهای ماگمایی متفاوتی هستند.
شکل 15- نمودارهای تغییرات برخی عنصرهای اصلی دربرابر اکسید سیلیسیم (Harker, 1909) برای سنگهای آذرین سفیدسنگ و درگیابان
افزایش مقدار پتاسیم در سنگهای نیمهبیرونی نسبت به گرانیتها نیز شاید پیامد دگرسانی و تفاوت در نوع و سنگ خاستگاه ماگما باشد. اصولاً آلومینیم و کلسیم به کانیهای فرومنیزین و پلاژیوکلاز کلسیمدار وارد میشوند (Mason and Moore, 1982; Aragon et al., 2002; Calanchi et al., 2002) و بههمینرو، مقدارشان در سنگهایی بیشتر است که بیشتر از کانیهای یادشده ساخته شده است. اصولاً مقدار پلاژیوکلازها و بهویژه میزان آلومینیم و کلسیم آنها در سنگهای اسیدی کاهش مییابد. مقدار آهن، تیتانیم و منیزیم مرتبط با حضور مگنتیت و کانیهای فرومنیزین است، هرچند کانیهای پدیدآمده از دگرسانی (مانند: کلریت، اپیدوت و کلسیت) هم نقشی مهمی در افزایش غیرعادی عنصرهای یادشده دارند. روند افزایشی اکسید سدیم دربرابر اکسید سیلیسیم در تودههای نیمهبیرونی و دایکهای منطقه پیامد افزایش درصد پلاژیوکلازهای سدیم در سنگهای سرشار از کوارتز است. در شکل 15 برپایة مقدار K2O دربرابر SiO2 سنگهای منطقه در دو گروه جای دارند؛ گرانیتها و دایکهای اسیدی یک گروه و سنگهای نیمهبیرونی حد واسط گروه دیگری هستند.
زمینشیمی عنصرهای کمیاب
در نمودارهای عنکبوتی، مقدار عنصرهای کمیاب در نمونههای بررسیشده دربرابر مقدار این عنصرها در ترکیب گوشتة اولیه (Sun and Mcdonough, 1989) بهنجار شده است (شکل 16).
شکل 16- نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای عنصرهای فرعی در سنگهای منطقة سفیدسنگ و درگیابان
این نمودارها برای نمونههای برداشتشده از دایکهای اسیدی، دایکهای حد واسط، تودههای نیمهبیرونی دگرسان و گرانیتوییدها رسم شدهاند (شکل 16).
الگوی عنصرهای HFS برای دایکهای اسیدی شیب منفی تندی دارد؛ بهگونهایکه عنصرهایی مانند Dy، Y، Yb و Lu تهیشدگی آشکاری دربرابر ترکیب گوشتة اولیه دارند و Zr آنومالی منفی شدیدی را نشان میدهد (شکل 16- A). در دایکهای حد واسط، Nb و Zr در همة نمونهها و Y در برخی نمونهها آنومالی منفی آشکاری دارند (شکل 16- B). در سنگهای نیمهبیرونی، عنصرهای Nb، Zr و Y آنومالیهای منفی با شدت متفاوت را نشان میدهند (شکل 16- C). آنومالی مثبت سرب در نمونه D6 چشمگیر است. الگوی متفاوت این نمونهها پیامد تأثیر دگرسانی و کانیزایی در آنهاست. برای نمونه، نمونة D30 که کانیسازی مس دارد، بسیار دچار دگرسانی فیلیک شده است. در نمونههای گرانیتویید، آنومالی منفی ضعیف Ti همراه آنومالی منفی آشکاری از Y، Nb و Zr دیده میشود (شکل 16- D).
در کل، برپایة این نمودارها، مقدار LILE دربرابر HFSE غنیشدگی نشان میدهد و آنومالی سرب بسیار مثبت است. ماگماهایی که از ذوببخشی گوشتة متاسوماتیسمشده در بالای پهنة فرورانش و یا از پوستة زیرین خاستگاه میگیرند سنگهایی با ویژگیهای یادشده در جمله پیشین را پدید میآورند (Chappell and White, 1992; Tiepolo et al., 2002).
زمینشیمی عنصرهای خاکی کمیاب
الگوی عنصرهای خاکی کمیاب برای نمونههای بررسیشده که دربرابر مقدار میانگین آنها در ترکیب کندریت Boynton,1984)) بهنجارشدهاند در شکل 17 نشان داده شده است. تقریباً همة عنصرهای خاکی کمیاب (مگر Lu و Dy در دو نمونه) نسبت به ترکیب کندریت غنیشدگی نشان میدهند. همچنین، در همة نمونههای بررسیشده عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین غنیشدگی نشان میدهند و در بیشتر آنها (مگر نمونههای دگرسانشده) مقدار عنصرهای سبک در مقایسه با عنصرهای سنگین با شیب بیشتری کاهش مییابد. غنیشدگی و روند کاهشی LREE دربرابر HREE شاید پیامد وابستگی آنها به ماگماهای کالکآلکالن و سرشار از پتاسیم در پهنههای فرورانش، برخورد و پسابرخوردی باشد (Rollinson, 1993; Marchev et al., 2004; Nicholson et al., 2004; Zulkarnain 2009; Helvaci et al., 2009; Asiabanha et al., 2012). افزونبراین، LREE از HREE عنصرهای ناسازگارتری هستند پس اصولاً در پایان تفریق تمرکز بیشتری دارند (Mason and Moore, 1982) درجة ذوببخشی کم گوشته و آلایش با مواد پوستهای نیز از دیگر دلایل غنیشدگی LREE دربرابر HREE دانسته شدهاند (Almeida, et al., 2007). اگرچه الگوهای عنصرهای کمیاب برای بیشتر نمونههای بررسیشده تا اندازهای همانند است، اما این الگوها برای هر گروه از سنگها (مانند: گرانیتوییدها، تودههای نیمهبیرونی و دایکهای حد واسط تا اسیدی) تفاوتهایی دارند. اگر این الگوهای برای نمونههای گوناگون همروند و همانند باشند، شاید نشاندهندة خاستگاهگرفتن آنها از یک ماگما باشد (Seghedi, et al., 2004). الگوی تودههای نیمهبیرونی بهویژه در عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به دیگر سنگها تفاوت بیشتری را نشان میدهد و این نکته نشاندهندة تأثیر دگرسانی بر آنهاست. در حقیقت، عنصرهای خاکی کمیاب سبک پیامد رفتار سیالهای گرمابی هستند که از این سنگها بیرون رفتهاند. در شمار کمی از نمونههای بررسیشده، Eu آنومالی منفی ضعیفی نشان میدهد؛ اما در بیشتر نمونهها و بهویژه در دایکهای حد واسط و تودههای نیمهبیرونی آنومالی ندارد و یا آنومالی مثبت ضعیفی دیده میشود (Eu/Eu*= 0.72- 1.52) (شکل 17؛ جدول 1). فراوانی آمفیبول در سنگها و شرایط اکسیدان محیط پیدایش، آنومالی منفیِ Eu ضعیفتر، محو یا مثبت را بهدنبال دارد (Henderson and Pankhurst, 1984).
شکل 17- الگوی بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای عنصرهای خاکی کمیاب در سنگهای آذرین سفیدسنگ و درگیابان
جایگاه زمینساختی ماگما
بیشترگرانیتوییدهای نوع I کالکآلکالن پتاسیم بالا که به مقدار اندکی پرآلومین هستند، به جایگاههای مرتبط با پوسته قارهای وابسته هستند (Maniar and Piccoli, 1989). این گرانیتوییدها عبارتند از گرانیتوییدهای مرز قارهای (CAG)، برخورد قاره- قاره (CCG) و پس از کوهزایی (POG). برپایة شکل 18- A، همة سنگهای آذرین درونی و نیمهبیرونی بررسیشده در جایگاههای زمینساختی مرتبط به کمانها پدید آمدهاند و در محدوده گرانیتوییدهای کمانهای آتشفشانی (VAG) و گرانیتوییدهای همزمان با برخورد (SYN- COLG) جای میگیرند (شکل 18- B). در شکل 18- C، نمونههای بررسیشده تنها در محدودة گرانیتوییدهای کمانهای آتشفشانی (VAG) جای گرفتهاند. گرانیتوییدهای مرز قاره نسبت به گرانیتوییدهای برخورد قاره، آنومالی منفی Eu ضعیفتری دارند و در الگوی LREE آنها شیب بیشتری دیده میشود (Rogers and Greenberg, 1990).
شکل 18- جایگاه نمونههای سفیدسنگ و درگیابان در نمودارهای شناسایی جایگاههای تکتونوماگمایی: A) نمودار Al2O3 دربرابر TiO2(Müller et al., 1992)؛ B) نمودارY دربرابر Nb (Pearce, 1982)؛ C) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce, 1982)
خاستگاه ماگما و سنگزایی
رایجترین خاستگاه گرانیتوییدهای نوع I، ماگماهای پدیدآمده در گوشتة بالای پهنة فرورانش است که بسیار دچار جدایش بلورین همراه با آلودگی شدهاند (AFC). با وجود این، ذوببخشی سنگهای گوناگون پوستة زیرین و میزان آن در پیدایش ماگماهای همانند ماگماهای گوشتهای را نباید نادیده گرفت. در الگوی ذوببخشی، ماگمای بازیک یا جابجاییهای سستکرهای بهسوی بالا، گرمای لازم برای ذوب سنگهای سنگکره و پوستة زیرین را فراهم میکند. در نمودار تغییرات Y دربرابر Sr/Y (Martin, 1993) نمونههای بررسیشده در محدوده ماگماهایی با خاستگاه آداکیتی نیز جای گرفتهاند (شکل 19- A). برای پیدایش آداکیتها، هم ذوببخشی پوسته اقیانوسی مرتبط با فرورانش اولیه (Kay, 1978) و هم ذوببخشی پوسته قارهای (Whattam et al., 2012) پیشنهاد شده است. حجم بالای گرانیتویید زاهدان و دیگر سنگهای اسیدی و حد واسط در منطقه و نبود سنگهای بازیک و همارزهای آتشفشانی پیامد تبلوربخشی یا فرایندهای AFC نبوده است. همچنین، در الگوی جدایش بلورین، سنگهای بازیک باید زودتر از سنگهای اسیدی پدید آمده باشند. ازاینرو، ذوببخشی پوستة زیرین یا ذوببخشی بقایای پوستة اقیانوسی در پهنههای فرورانش قدیمی شاید الگوی منطقیتری برای پیدایش ماگمای سنگهای بررسیشده باشد. غنیشدگی Pb، K، Rb و Th و تهیشدگی Y، Nb، Ti و Zr هم با ماگماهای پدیدآمده در گوشتة بالای پهنة فرورانش و هم با مذابهای پدیدآمده از پوستة زیرین سازگار است (Harris et al., 1986; Chappell and White, 1992). تهیشدگی Y، Nb، Ti و Zr در ماگماهای گوشتهای پیامد نبود تحرک آنها در هنگام متاسوماتیسم دانسته میشود (Davidson, 1996; Noll, et al., 1996). برپایة شکل 19- B، شماری از نمونههای بررسیشده از ذوب آمفیبولیتها و نمونههای دیگر بیشتر از ذوب متاگریوک پدید آمدهاند. گرانیتوییدها بهویژه گرانیتوییدهای سفیدسنگ و دایکهای اسیدی از ذوب متاگریوک و دایکهای حد واسط و تودههای نیمهبیرونی از ذوببخشی آمفیبولیتها پدید آمدهاند (شکل 19- B).
شکل 19- جایگاه نمونههای سفیدسنگ و درگیابان در: A) نمودار Sr/Y دربرابر Y (Martin, 1993)؛ B) نمودار Al2O3+Fe2O3+MgO+TiO2 دربرابر Al2O3/Fe2O3+MgO+TiO2 (Magna et al., 2010)
هرچند ویژگیهای زمینشیمیایی نمونههای بررسیشده همانند سنگهایی پدیدآمده در کمانهای ماگمایی است، اما چنین ویژگیهایی در سنگهایی که در پهنههای برخوردی و پسابرخوردی پدید آمدهاند نیز دیده میشوند (Harris et al., 1986). برپایة شکل 19- B، چهبسا گرانیتوییدها و دایکهای اسیدی به رویدادهای فرورانش و برخورد پهنة جوشخوردة سیستان با بلوکهای مجاور و تودههای نیمهبیرونی و دایکهای حد واسط به گسلها و رویدادهای کششی پسابرخوردی مربوط باشند. در هنگام فرورانش، نفوذ سیالها و مواد فرار به گوشته، متاسوماتیسم و ذوببخشی آن را بهدنبال دارد. شاید بخش بزرگی از گوشتة متاسوماتیسمشده برای میلیونها سال دچار ذوببخشی نشده باشد و سپس در پی رویدادهای پسابرخوردی دچار گسلهای راستالغز و جابجاییهای سنگکرهای و سستکرهای شده و بهدنبال تغییرات فشار و گرما ذوب شده باشد و ماگماهایی همانند ماگماهای کمانهای ماگمایی پدید آورده باشد.
نتیجهگیری
کهنترین واحد زمینشناسی در سفیدسنگ و درگیابان سنگهای فلیشی دگرگونه (فیلیت و شیست) هستند که بهترتیب با گرانیتوییدها و تودههای نیمهبیرونی و دایکهای اسیدی قطع شده است. دایکهای متقاطع حد واسط نیز همة واحدهای پیشین را قطع کردند. رگههای سیلیسی همراه با کانیزایی (رگههای کوارتز- کربنات و رگههای کوارتز- استیبنبت) از دایکهای حد واسط هم جوانتر هستند. سنگهای آذرین منطقه ترکیب گرانیت تا دیوریت دارند. گرانیت منطقة سفیدسنگ از نوع S و گرانیتویید منطقة درگیابان از نوع I است. سنگهای آذرین بررسیشده کالکآلکالن و پرآلومین و متالومین هستند و در الگوی نمودار عنکبوتی آنها، مقدار LILE دربرابر HFSE غنیشدگی نشان میدهد. این ویژگی از ویژگیهای ماگماهای مرتبط با محیطهای فرورانشی و ماگماهای پدیدآمده در پوستة زیرین است. گرانیتویید نوع I منطقه از ذوببخشی گوشتة متاسوماتیسمشده یا سنگهای با این ترکیب هنگام رویداد فرورانش و یا پس از آن پدید آمدهاند؛ اما گرانیتوییدهای نوع S منطقه و دایکهای اسیدی که حجم کمی هم دارند و از ذوببخشی گریوکها و شاید در جایگاههای برخوردی پدید آمدهاند. تودههای نیمهبیرونی و دایکهای متقاطع حد واسط شاید از ذوببخشی گوشتههای متاسوماتیسمشده قدیمی در یک جایگاه پسابرخوردی پدید آمدهاند. دگرسانیهای فیلیک، پروپیلییتک و پتاسیک در بخشهای بررسیشده که همراه با آنومالیهایی از مس، سرب و روی است شاید نشانههایی از یک سیستم مس پورفیری باشد. کانیزایی آنتیموان و طلا از نوع رگهای اپیترمال بوده است که در منطقة سفیدسنگ در رگههای سیلیسی برشیشده دیده میشوند. طلا در منطقة درگیابان در رگههای کوارتز- کربنات آغشته به اکسیدهای آهن وجود دارد. کانیزاییها بیشتر در رگههای شمالخاوری- جنوبباختری رخ داده است.
)