نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم آباد، ایران
2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه برندون، برندون، کانادا
3 گروه علوم زمین و فضا، دانشگاه علم و صنعت چین، هفئی، چین
چکیده
کلیدواژهها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The Rangraz copper deposit is located in 18 km of northern Saveh which is in the central part of the Uromieh–Dokhtar magmatic arc. The host rocks are mainly volcanics and volcaniclastics of Eocene which altered and mineralized by intruding the quartz monzodiorite intrusion and andesitic-basaltic dikes in them. Hydrothermal alterations are propylitic, sericitization, silicification, and the chlorite-clay minerals-quartz assemblage. The principal hypogene ore minerals include pyrite, chalcopyrite, bornite, specular hematite, and magnetite. The Rangraz quartz monzodiorite composes of plagioclase, K-feldspar, quartz, fine grain biotite and amphibole shows granular to porphyritic textures. These rocks are commonly metaluminous and calc-alkaline. The high CaO (2.61 to 5.81) and Na2O (6.90 to 7.78) and low K2O(0.04 to 0.38), Fe2O3 (2.60 to 4.58), and MgO(1.22 to 2.81) contents can be caused by the extensive propylitic alteration in intrusion rocks of the study area. According to the tectonic setting discrimination diagrams, and trace and rare earth elements distribution patterns, depletion of Ti, P and LREE enrichment are the subduction at active continental margin tectonic characteristics. Significant negative Eu anomalies and relative depletion in Sr indicate the presence of plagioclase as a stable phase at magmatic source. The result of petrogenetic studies represent that crystal fractionation, and magma mixing were the most dominant processes controlling magmatic evolution.
کلیدواژهها [English]
کانسار مس رنگرز در 18 کیلومتری شمال ساوه (مختصات طول جغرافیایی ²50¢50°24 تا ²03¢50°26 خاوری و عرض جغرافیایی ²57¢35°10 تا ²14¢35°10 شمالی) و در بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر جای گرفته است (شکل 1). وجود معادن و اندیسهای مس (مانند معدنهای نارباغی، کوهپنگ، زرندیه و اندیس مس علیشار) رخداد گستردة دگرسانیها و گسترش تودههای نفوذی در سنگهای آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی در منطقة ساوه آن را به یکی از پهنههای مستعد برای اکتشاف پتانسیلهای معدنی فلزی تبدیل کرده است. یافتن نشانههایی از معدنکاریهای قدیمی در منطقة رنگرز، قدمت فعالیتهای معدنی در این منطقه را نشان میدهد. برپایة عملیاتهای اکتشافیِ گروه معدنی زرمش از سال 1392 تا کنون (شامل تهیه نقشههای زمینشناسی، اکتشافات زمینفیزیکی و زمینشیمیایی، حفر ترانشه و گمانه)، 4 پهنة کانهزایی مس در منطقه شناسایی شده است. در شکل 2 جایگاه این پهنهها نسبت به یکدیگر نشان داده شده است. گمان میرود پراکندگی کانیسازیها در این منطقه از یک الگوی ساختاری ویژه پیروی میکند؛ بهگونهایکه در بخشهایی که رخدادهای زمینشناسی گوناگون در آنها دیده میشود (مانند: گسلها و شکستگیها، نفوذ دایکها، سنگشناسی درهم و دگرسانیها) رخنمون کانیسازیها بیشتر است. برپایة نقشة 1:20000 منطقه، برونزدهای کوچکی از یک تودة نفوذی با مساحت نزدیکبه 3 کیلومتر مربع در شمال بخشهای کانهدار بهچشم میخورند. تا کنون دربارة زمینشیمی، سنگشناسی و سنگزایی این تودة نفوذی پژوهشی انجام نشده است. در این پژوهش، برپایة بررسیهای سنگنگاری و ویژگیهای زمینشیمیایی، جایگاه زمینساختی و سنگزایی تودة نفوذی رنگرز بررسی میشوند. در ادامه به اختصار کانیسازی همراه با این توده توصیف شده است.
شکل 1- جایگاه زمینشناسی منطقه مس رنگرز و تودههای نفوذی شمالباختری ساوه در بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر (اقتباس و تغییرات از Nouri و همکاران، 2018)
شکل 2- جایگاه پهنههای کانهزایی در نقشة 1:20000 رنگرز (اقتباس و تغییرات از Zamin Joyan Pars، 2014)
زمینشناسی
منطقة بررسیشده بخش کوچکی از ورقة 1:100,000 ساوه است (Ghalamghash, 1998). در گسترة این ورقه فراوانی واحدهای آذرین بیرونی ائوسن (گدازهها، رسوبیهای همراه و واحدهای آذرآواری) فراوانتر از سنگهای آذرین درونی است. گدازهها و سنگهای آذرآواری حد واسط بخش بزرگی از سنگهای آذرین بیرونی را دربر گرفتهاند و سنگهای بازیک (گدازههای بازالتی الیگوسن) رخنمون کمتری دارند. گدازههای آندزیتی- تراکیآندزیتی همراه با توفهای ریوداسیتی با سن ائوسن میانی از کهنترین واحدهای رخنمونیافته در پهنة ساوه هستند (Ghalamghash, 1998). سنگهای آتشفشانی پهنة ساوه ویژگیهای زمینشیمیایی پهنههای فرورانش و سریهای ماگمایی کالکآلکالن را نشان میدهند (Davarpanah, 2009).
تودههای نفوذی گرانیتوییدی برونزدیافته در شمالباختری ساوه ترکیبی از کوارتزمونزوگابرو تا گرانیت دارند (Caillat et al., 1978; Helmi, 1991; Ramezani, 2005; Ghasemi et al., 2007; Rezaei Kahkhaei et al., 2011; Keshavarzi et al., 2014a, b; Rezaei Kahkhaei et al., 2014; Nouri et al., 2018) و به سه گروه کوارتزمونزودیوریت خلخاب، گرانودیوریت نشوه و گرانودیوریت سیلیجرد ردهبندی میشوند (Rezaei Kahkhaei et al., 2014). گرانودیوریت سیلیجرد با مساحتی افزونبر 56 کیلومترمربع بخش بزرگی از این مجموعه را دربر گرفته است. برپایة نسبتهای ایزوتوپی Sr و Nd، متاسوماتیسم گوشتهای نقش مهمی را در پیدایش تودههای نفوذی شمالباختری ساوه داشته است (Rezaei Kahkhaei et al., 2014). همچنین، به باور Nouri و همکاران (2018)، ماگمای مادر و مافیک ساوه در پی ذوببخشی کم ژرفای گوشتة سنگکرهای متاسوماتیسمشده در پی گسترش مرتبط با فشارزدایی در فشار کم پدید آمده است. برپایة سنسنجی اورانیم- سرب، کمپلکس ماگمایی شمالباختری ساوه در ائوسن بالایی (بارتونین) متبلور شده است (Nouri et al., 2018).
رخنمون کانیسازیها و دگرسانیها در منطقة رنگرز در گسترهای به بزرگی نزدیکبه 7 کیلومترمربع دیده میشود. سنگهای آتشفشانی و آذرآواری بخش بزرگی از این منطقه را پوشش دادهاند. سنگهای آتشفشانی بیشتر دربردارندة آندزیت، لاتیتآندزیت، تراکیت- تراکیآندزیت، داسیت، ریوداسیت و آندزیتبازالت هستند. این سنگهای آتشفشانی ویژگیهای میکروسکوپی کمابیش مشابهی دارند؛ بهگونهایکه از درشتبلورهایی از پلاژیوکلاز و آلکالیفلدسپار در زمینه دانهریزی از پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار، کلریت و مقادیر اندکی بیوتیت، مگنتیت، پیریت و آپاتیت بسیار دانهریز ساخته شدهاند. سنگهای آذرآواری بیشتر ریوداسیتتوف، توفآندزیتی، لیتیکآندزیتتوف، ماسهسنگهای آتشفشانی، برش آتشفشانی و آگلومرا هستند. از دیدگاه دانهبندی این سنگها بیشتر در ردة خاکستر توف تا لاپیلیتوف شمرده میشوند. خردههای سنگی سازندة این سنگهای آذرآواری بیشتر ترکیب آندزیتی و ریوداسیتی دارند و خردههای کانیایی بیشتر از بلورهای پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار و کلسیت با بافتهای گوناگونِ فراگمنتال، نیمهبلورین، میکروپورفیری، برشی و شبه برشی، میکروکریستالین و بادامکی ساخته شدهاند.
سنگهای آتشفشانی و آذر آواری منطقه دچار نفوذ دایکهای حدواسط- بازیک و تودههای نفوذی شدهاند (شکل 3) و ازاینرو، دگرسانیهای گرمابی و کانهزایی در منطقه روی داده است. این دایکها کمابیش در همة منطقه و با روند عمومی شمالباختری- جنوبخاوری گسترده شدهاند. رخداد و پراکندگی این دایکها در سراسر منطقه گویای جایگیری یک مخزن ماگمایی در ژرفای منطقه است که پس از پایان فوران ماگمایی به شکل تاخیری در دیگر واحدهای سنگی منطقه تزریق شده است. رخداد این دایکها بهصورت انفرادی یا دسته دایکهای موازی است. درازای برخی از آنها به بیشتر از 300 متر و ستبرای آنها به چند متر میرسد. دایکهای یادشده بیشتر ترکیب حد واسط تا بازیک دارند. بهدنبال نفوذ این دایکها در سنگهای منطقه، دگرسانی روی داده است، افزونبراین، دایکها نیز تحتتأثیر محلولهای گرمابی با شدت و ضعف دچار دگرسانی شدهاند. این دایکها از دیدگاه سنگشناسی، بازالتآندزیتی، آندزیتبازالتی و آندزیت هستند (Bazoobandi et al., 2016).
گسل کوشک نصرت اصلیترین سامانة گسلی در نزدیکی منطقة بررسیشده است. در کل، ساختارهای زمینشناسی منطقه روند شمالباختری- جنوبخاوری دارند. ازآنجاییکه مقاومت فیزیکی سنگها دربرابر نیروهای زمینساختی فشارشی بالاست، شکستگیها نسبت به چینخوردگیها پدیده غالب هستند و پیامد آنها فراوانی بالای گسلهای فرعی در منطقه است.
شکل 3- نقشة زمینشناسی 1:5000 منطقة رنگرز (اقتباس و تغییرات از Zamin Joyan Pars، 2014)
روش انجام پژوهش
پس از بازدیدهای صحرایی، شمار 60 نمونه از سنگهای آتشفشانی، آذرآواری، دایکها و نفوذیهای منطقه برگزیده و پس از ساخت مقطع نازک از آنها، بررسی سنگنگاری شدند. همچنین، شمار 55 مقطع صیقلی از بخشهای کانهدار منطقه ساخته و بررسی کانیشناسی شد. عملکرد گستردة رویدادهای گرمابی درجات ضعیف تا شدید دگرسانی را در پی داشته است؛ بهگونهایکه برگزیدن نمونههای کاملاً سالم ممکن نبود. بههر روی، شمار 10 نمونه از تودههای نفوذی با دگرسانی کمتر برگزیده شد و برای اکسیدهای عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه زمینشیمی دانشگاه علم و صنعت چین (Hefei) تجزیه شدند. در پردازش دادهها از نرمافرارهای GCDKit و Excel برای شناخت روابط عنصری و خاستگاه سنگهای نفوذی منطقه بهره گرفته شد.
سنگشناسی تودة نفوذی
تودههای نفوذی منطقه بیشتر در بخشهای شمالی درون سنگهای توف آندزیتی و آندزیت- لاتیت آندزیت تزریق شدهاند و این سنگها را قطع کردهاند. رنگ عمومی این سنگها خاکستری روشن تا تیره است. این سنگها زمینة گرانولار و بافت پورفیری دارند و دگرسانی پروپیلیتیک با شدت متوسط را تجربه کردهاند (شکل 4). ترکیب این سنگها بهصورت میانانگشتی از دیوریت تا مونزودیوریت تغییر میکند. این واحدهای سنگی از یک سری بلورهای متوسط اندازه ساخته شدهاند. همچنین، این سنگها بلورهای نیمهشکلدار پلاژیوکلاز با ساخت منطقهای (شکل 5- A)، بلورهای بیشکل آلکالیفلدسپار و بلورهای بیشکل کوارتز (با فراوانی نزدیک به 8 درصدحجمی و با ابعاد کوچکتر از دیگر سازندههای سنگ) دارند (شکل 5- B).
شکل 4- نمایی از تودة نفوذی در نمونة دستی
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از تودة نفوذی با ترکیب مونزودیوریت. A) پلاژیوکلازهایی با ساخت منطقهای؛ B) کوارتز با فراوانی کمتر از 10 درصدحجمی؛ C) بلور کلریت به رنگ آبی پررنگ در مرکز تصویر؛ D) بلورهای اپیدوت که با بلورهای پلاژیوکلاز دگرسان شده فراگرفته شدهاند
کانیهایفرومنیزین سنگ را بلورهای آمفیبول و پولکهای بیوتیت میسازند. جانشینی آنها با کربنات (کلسیت– دولومیت)، کلریت، اکسیدهای تیتانیم و اپیدوت در سنگ کمابیش به یک اندازه دیده میشود (شکلهای 5- C و 5- D). جانشینی با کانیهای رسی تا اندازهای سطح بلورهای فلدسپار را کدر و مخدوش کرده است. در این سنگها نشانههایی از هماتیت نیز دیده میشود که پیامد اکسیدشدن دانههای منیتیت در زمینه سنگ است. همچنین، در این سنگها نشانههایی از دگرسانی تورمالینیشدن دیده میشود. کربنات (کلسیت و دولومیت)، کلریت، اپیدوت، اکسیدهای تیتانیم و کانیهای رسی از کانیهای ثانویه هستند. کانیهای کدر، آپاتیت و روتیل نیز از کانیهای فرعی بهشمار میروند.
شیمی سنگ کل
برپایة جدول 1، مقدار SiO2 در سنگهای نفوذی منطقة رنگرز که برابربا 13/58 تا 76/65 درصدوزنی (میانگین: 60/62 درصدوزنی) است، نشاندهندة سرشت اسیدی این سنگهاست.
جدول 1- دادههای تجزیة شیمیایی سنگهای نفوذی (کوارتزمونزودیوریت) منطقة رنگرز (شمال ساوه) (اکسید عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) با روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب (برپایة ppm) با روش ICP-MS بهدست آمدهاند؛ DL: آستانه آشکارسازی)
|
D1 |
D3 |
D4 |
D10 |
D5 |
D2 |
D9 |
D8 |
D7 |
D6 |
DL |
Sample No. |
|
65.76 |
65.54 |
64.99 |
63.69 |
63.51 |
63.36 |
62.24 |
59.78 |
59.04 |
58.13 |
0.01 |
SiO2 |
|
0.52 |
0.52 |
0.55 |
0.53 |
0.57 |
0.54 |
0.59 |
0.67 |
0.61 |
0.59 |
0.01 |
TiO2 |
|
14.86 |
15.16 |
15.38 |
15.02 |
15.56 |
14.79 |
15.49 |
16.14 |
15.38 |
15.62 |
0.01 |
Al2O3 |
|
2.60 |
2.80 |
3.35 |
3.64 |
4.31 |
3.44 |
4.27 |
4.58 |
3.69 |
3.19 |
0.01 |
Fe2O3 |
|
0.05 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.05 |
0.04 |
0.06 |
0.01 |
MnO |
|
1.33 |
1.22 |
1.82 |
2.19 |
2.78 |
2.36 |
2.46 |
2.74 |
2.78 |
2.81 |
0.01 |
MgO |
|
3.46 |
3.55 |
2.94 |
3.35 |
2.61 |
3.95 |
3.58 |
4.23 |
5.23 |
5.81 |
0.01 |
CaO |
|
7.60 |
7.78 |
7.62 |
7.43 |
7.57 |
7.25 |
7.56 |
6.90 |
7.32 |
7.33 |
0.01 |
Na2O |
|
0.08 |
0.09 |
0.09 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
0.06 |
0.38 |
0.04 |
0.04 |
0.01 |
K2O |
|
0.14 |
0.14 |
0.15 |
0.15 |
0.16 |
0.16 |
0.18 |
0.21 |
0.18 |
0.18 |
0.01 |
P2O5 |
|
3.35 |
3.42 |
3.17 |
3.35 |
3.04 |
4.13 |
3.50 |
4.45 |
5.36 |
5.82 |
0.01 |
LOI |
|
99.75 |
100.27 |
100.09 |
99.44 |
100.19 |
100.07 |
99.97 |
100.13 |
99.67 |
99.58 |
0.01 |
Total |
|
76 |
76 |
84 |
89 |
95 |
94 |
104 |
129 |
124 |
122 |
5 |
V |
|
40 |
40 |
40 |
40 |
70 |
60 |
60 |
40 |
100 |
70 |
10 |
Cr |
|
14 |
15 |
15.3 |
14.4 |
15.4 |
15 |
15 |
16.8 |
15.8 |
16.6 |
0.1 |
Ga |
|
1.8 |
2 |
1.9 |
0.8 |
0.8 |
0.9 |
1 |
10 |
0.7 |
0.7 |
0.2 |
Rb |
|
152 |
153 |
180.5 |
200 |
184.5 |
136.5 |
215 |
262 |
154 |
137 |
0.1 |
Sr |
|
241 |
245 |
249 |
238 |
223 |
233 |
216 |
188 |
198 |
214 |
2 |
Zr |
|
20 |
20 |
20.3 |
18.4 |
18.3 |
18 |
17.9 |
16.4 |
17.2 |
17.1 |
0.2 |
Nb |
|
0.36 |
0.37 |
0.24 |
0.12 |
0.12 |
0.20 |
0.14 |
0.55 |
0.22 |
0.19 |
0.01 |
Cs |
|
14.3 |
10.9 |
15.2 |
13 |
10.9 |
9.4 |
13.4 |
31.1 |
8.2 |
8.9 |
0.5 |
Ba |
|
15.30 |
15.75 |
15.90 |
14.95 |
13.90 |
13.75 |
12.95 |
10.70 |
11.70 |
12.05 |
0.05 |
Th |
|
3.47 |
3.48 |
3.56 |
3.40 |
3.25 |
3 |
3.44 |
3.10 |
3.01 |
3.08 |
0.05 |
U |
|
6 |
5.9 |
6 |
5.8 |
5.5 |
5.7 |
5.1 |
4.6 |
4.8 |
5.3 |
0.2 |
Hf |
|
1.6 |
1.6 |
1.5 |
1.5 |
1.4 |
1.4 |
1.3 |
1.2 |
1.2 |
1.3 |
0.1 |
Ta |
|
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
2 |
2 |
1 |
W |
|
2 |
2 |
2 |
1 |
2 |
2 |
1 |
1 |
2 |
1 |
1 |
Sn |
|
20 |
17.7 |
18.6 |
13.9 |
14.7 |
18.9 |
17.4 |
22.1 |
21.7 |
21.5 |
0.1 |
Y |
|
17.4 |
17.2 |
17.5 |
13.3 |
19.3 |
15.2 |
34.2 |
17.3 |
17.9 |
16.8 |
0.1 |
La |
|
33.4 |
34.5 |
34.6 |
26.4 |
36 |
30.5 |
64.7 |
34 |
35.3 |
32.4 |
0.1 |
Ce |
|
3.87 |
3.94 |
4.05 |
2.95 |
3.94 |
3.44 |
6.78 |
4.16 |
4.10 |
3.84 |
0.03 |
Pr |
|
14.2 |
14.5 |
14.7 |
10.6 |
13.4 |
12.1 |
24 |
15.9 |
14.9 |
14.5 |
0.1 |
Nd |
|
3.09 |
3.30 |
3.21 |
2.79 |
2.72 |
2.73 |
4.78 |
3.93 |
3.22 |
3.45 |
0.03 |
Sm |
|
0.73 |
0.67 |
0.69 |
0.70 |
0.60 |
0.64 |
1.09 |
1.23 |
0.84 |
0.89 |
0.03 |
Eu |
|
3.32 |
3.29 |
3.19 |
2.65 |
2.49 |
2.98 |
3.70 |
3.99 |
3.58 |
3.53 |
0.05 |
Gd |
|
0.62 |
0.52 |
0.53 |
0.40 |
0.44 |
0.55 |
0.59 |
0.65 |
0.61 |
0.61 |
0.01 |
Tb |
|
3.80 |
3.04 |
3.40 |
2.51 |
2.80 |
3.41 |
3.32 |
4.20 |
3.87 |
3.85 |
0.05 |
Dy |
|
0.81 |
0.69 |
0.75 |
0.53 |
0.62 |
0.80 |
0.69 |
0.87 |
0.81 |
0.77 |
0.01 |
Ho |
|
2.33 |
2.04 |
2.33 |
1.58 |
1.91 |
2.30 |
1.95 |
2.48 |
2.36 |
2.32 |
0.03 |
Er |
|
0.36 |
0.33 |
0.34 |
0.25 |
0.31 |
0.34 |
0.29 |
0.37 |
0.35 |
0.34 |
0.01 |
Tm |
|
2.20 |
2.16 |
2.28 |
1.83 |
2.08 |
2.12 |
2.02 |
2.39 |
2.35 |
2.29 |
0.03 |
Yb |
|
0.37 |
0.35 |
0.35 |
0.32 |
0.35 |
0.34 |
0.33 |
0.36 |
0.36 |
0.37 |
0.01 |
Lu |
همچنین، در این سنگهای نفوذی، مقدار میانگین از Al2O3 برابربا 79/14 تا 14/16 درصدوزنی، CaO برابربا 61/2 تا 81/5 درصدوزنی، Fe2O3 برابربا 60/2 تا 85/4 درصدوزنی، MgO برابربا 22/1 تا 81/2 درصدوزنی و نسبت Na2O/K2O برابربا 005/0 تا 055/0 است.
افزایش مقدار اکسیدهای CaO، Na2O و مقدار L.O.I. و کاهش اکسیدهای K2O، Fe2O3 و MgO با رخداد گسترده دگرسانیهای پروپیلیتیک در سنگهای نفوذی منطقه مرتبط دانسته میشود. غنیشدگی از CaO و کاهش K2O و MgO چهبسا پیامد تجزیه کانیهایی مانند پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار و بیوتیت و پیدایش کانی اپیدوت است که Ca بیشتری در ساختار خود دارند (Montoya and Hemley, 1975).
برای نام گذاری سنگهای نفوذی منطقه، نمودار R1-R2 (De La Roche et al., 1980) بهکار برده شد. برپایة این نمودار، سنگهای نفوذی منطقه در گسترة مونزونیت و کوارتزمونزونیت جای میگیرند (شکل 6).
تعیین شاخص اشباع از آلومینیم و سری ماگمایی
برپایة نمودار A/NK دربرابر A/CNK (Shand, 1943)، سنگهای نفوذی منطقه از نظر شاخص اشباع از آلومینیم در گسترة سنگهای متاآلومینوس جای میگیرند (شکل 7- A). برپایة نمودار P2O5 دربرابر Zr (Winchester and Floyd, 1977)، سنگهای نفوذی سرشت سابآلکالن دارند (شکل 7- B). برپایة نمودار پیشنهادیِ Ross و Bedard (2009) که روند تغییرات میزان Zr دربرابر Y را نشان میدهد، نمونههای سنگهای نفوذی در سری سنگهای کالکآلکالن جای میگیرند (شکل 7- C).
شکل 6- ترکیب تودة نفوذی منطقة رنگرز در نمودار R1 دربرابر R2 (De La Roche et al., 1980)
شناسایی جایگاه زمینساختی
برپایة نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983)، نمونههای بررسیشده در محدوده مرز فعال قارهای جای میگیرند (شکل 8- A). همچنین، Pearce و همکاران (1984) پهنههای زمینساختی گوناگون گرانیتوییدها را برپایة نسبت لگاریتم Nb به لگاریتم Y شناسایی کردهاند. برپایة این نمودار، همة نمونهها در موقعیت گرانیتهای کمانهای آتشفشانی و همزمان با برخورد جای گرفتهاند (شکل 8- B). برپایة نمودار Y دربرابر Zr (Muller and Groves, 1997)، همة نمونههای تودة نفوذی منطقه مرتبط با کمانهای آتشفشانی بهشمار میروند (شکل 8- C).
شکل 7- A) نمودار تعیین شاخص آلومینیم (Shand, 1943)؛ B) شناسایی سری ماگمایی در نمودار P2O5 دربرابر Zr (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) تفکیک سریهای ماگمایی سنگهای منطقه در نمودار Zr دربرابر Y (Ross and Bedard, 2009)
شکل 8- شناسایی پهنة زمینساختی سنگهای نفوذی منطقة رنگرز در: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983)؛ B) نمودار لگاریتمی Nb دربرابر Y (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار Y دربرابر Zr (Muller and Groves, 1997)
بررسی الگوی عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب
بهکاربردن الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت از راههای کارآمد برای پیبردن به پهنة زمینساختی سنگهای یک ناحیه است. در شکل 9- A، نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی و برخی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، برای سنگهای منطقه نشان داده شده است. برپایة این نمودار تأثیر فرایندهای دگرسانی بهخوبی در الگوی پراکندگی برخی عنصرها آشکار است. تهیشدگی شدید K، Rb و Ba، پیامد شکستهشدن فلدسپارها هنگام رویداد فرایندهای دگرسانی است (Fulignati et al., 1999). Rb و Ba+2 در کانیهای پتاسیمدار جانشین K میشوند و هنگام دگرسانی مقدار آنها شدیداً افت میکند. نبود آنومالی مثبت یا منفی Nb در این نمودار پیامد آنومالی منفی دروغین K در پی دگرسانی است. برپایة شکل 9- A، سنگهای نفوذی منطقه از P و Ti تهیشدگی نشان میدهند. این ویژگی با سرشت زمینشیمیایی شاخصهای سنگهای پهنههای زمینساختی فرورانشیِ وابسته به مرز فعال قارهای همخوانی دارد (Gill, 2010). آنومالی منفی P پیامد جداشدن آپاتیت از ماگماست. برپایة بررسیهای Zhang و همکاران (2010) عواملی که آنومالی منفی Ti را بهدنبال دارند، عبارتند از:
1- ذوببخشی سنگهایی که فازهای بجاماندهای مانند روتیل و ایلمنیت دارند؛
2- متاسوماتیسم همراه با فرورانش؛
3- آلایش پوستهای.
در نمودار عنکبوتی دربرابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، عنصرهای خاکی کمیاب نمونههای منطقة رنگرز شیب منفی دارند و LREEها دربرابر HREEها غنیشدگی نشان میدهند (شکل 9- B). پیدایش سنگها در پهنههای فرورانش غنیشدگی LREEها را در پی دارد (Winter, 2001). Eu آنومالی منفی آشکارایی در سنگهای نفوذی منطقه نشان میدهد و نسبت Eu/Eu* در سنگهای نفوذی منطقه از 62/0 تا 95/0 تغییر میکند. در کل، با افزایش دگرسانی و تخریب پلاژیوکلاز، Eu بهصورت Eu2+انتقال مییابد؛ زیرا در شرایط اکسیدان Eu با کمترین میزان پتاسیل یونی، تحرکپذیری بیشتری نسبت به دیگر عنصرهای خاکی کمیاب دارد (Puchlet and Emmermann, 1976). در مقابل، در دگرسانی پروپیلیتیک با افزایش شدت دگرسانی مقدار آنومالی منفی Eu کمتر میشود؛ زیرا در شرایط احیایی این دگرسانی، Eu بهصورت دو ظرفیتی در سیال حضور دارد و اپیدوت میزبان خوبی برای Eu2+ است (بهدنبال همانندیِ شعاع یونی Eu و Ca و جانشینی یوروپیم بهجای کلسیم در ساختار اپیدوت). برپایة آنچه گفته شد، آنومالی منفی Eu پیامد رخداد دگرسانی در تودة نفوذی نیست. اگر ناهنجاری منفی Eu با ناهنجاری منفی Sr همراه باشد، جدایش بلوری پلاژیوکلاز رخ داده است (Wilson, 1989). برپایة آنومالی منفی آشکارا در Eu و تهیشدگی نسبی Sr در سنگهای نفوذی منطقه، پس پلاژیوکلاز فاز پایدار در خاستگاه و یا فاز مهم در هنگام جدایش بلورین و یا هنگام تغییر فوگاسیته اکسیژن بوده است (Rollinson, 1993; White, 2005).
شکل 9- A) عنصرهای فرعی در سنگهای نفوذی منطقه در نمودار عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) عنصرهای خاکی کمیاب سنگهای نفوذی منطقة رنگرز در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)
سنگزایی و فرایندهای ماگمایی
برای دستیابی به نقش تحولات ماگمایی (مانند: تفریق، جدایش بلورین، ذوببخشی و مانند آنها) که اغلب در تاریخچه پیدایش و تبلور هر کمپلکس ماگمایی رخ میدهد، نمودارهای ویژهای بهکار برده میشود. ماگماهای حدواسط تا اسیدی بیشتر با جدایش از یک ماگمای مافیک یا در پی ذوببخشی پوسته پدید میآیند (Castro, 2013). تغییرات Sr همروند با جدایش ماگمایی کم فشار است. Sr در پلاژیوکلاز سازگار است؛ اما در کلینوپیروکسن نه. ازاینرو، با جدایش پیاپی پلاژیوکلاز، مقدار استرانسیم با افزایش مقدار SiO2 در تودههای نفوذی منطقه کاهش مییابد (Wilson, 2007) (شکل 10- A).
شکل 10- نمودارهای سنگزایی برای تودههای نفوذی منطقة رنگرز در نمودار: A) SiO2 دربرابر Sr؛ B) MgO دربرابر Sr؛ C) SiO2 دربرابر Dy/Yb؛ D) Sr دربرابر Rb/Sr؛ E) SiO2 دربرابر Eu؛ F) Sr دربرابر Eu/Eu*؛ G) TiO2 دربرابر Ta/Nb؛ H) Th/Ti دربرابر Th برای نمایش نقش مهم تبلور تفریقی یا آلایش در پیدایش این ترکیبها (Schiano et al., 2010)؛ I) La دربرابر La/Yb؛ J) TiO2دربرابر Zr؛ K) Th دربرابر Ti/Yb (روندهای تفریق برگرفته از: Davidson et al., 2007; Klimm et al., 2008; Wilson, 2007; Stepanov et al., 2014)
در شکل 10- B، مقدار Sr با کاهش مقدار MgO کاهش مییابد که نشاندهندة جدایش پلاژیوکلاز است. مقدار Dy/Yb با افزایش مقدار SiO2 تقریباً کاهش مییابد و این پدیده نشان میدهد جدایش کلینوپیروکسن یا هورنبلند تا اندازهای در تکامل ماگمای منطقه تأثیرگذار بوده است (شکل 10- C). مقدار نسبت Rb/Sr با افزایش مقدار Sr، نخست کاهش و سپس تغییرات کمابیش خطی نشان میدهد (شکل 10- D). این ویژگی با جدایش پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و هورنبلند سازگار است (Davidson et al., 2007). Eu با افزایش مقدار SiO2 نخست افزایش و سپس کاهش مییابد. این نکته نشان میدهد جدایش پلاژیوکلاز نقش مهمی را در پیدایش ماگمایی با بیشتر از 60 درصدوزنی SiO2 دارد (شکل 10- E). افزونبراین، همبستگی مثبت میان Sr و نسبت Eu/Eu* نشاندهندة جدایش چشمگیر پلاژیوکلاز است (شکل 10- F). ثابتبودن نسبت Ta/Nb دربرابر TiO2 نشاندهندة جدایش مگنتیت در ماگمای رنگرز است (شکل 10- G). همانگونهکه نمودارهای Th/Ti دربرابر Th (Schiano et al., 2010)، La/Yb دربرابر La، Zr دربرابر TiO2 و Th دربرابر Ti/Yb نشان میدهند، ماگمای منطقه در هنگام رویداد فرایندهای جدایش بلورین دچار آلایش پوستهای شده است (شکلهای 10- H، 10- I، 10- J و 10- K).
دگرسانی و کانیسازی
برپایة بررسیهای سنگنگاری، پروپیلیتیک، سریسیتیشدن، سیلیسیشدن و مجموعه کلریت، کائولینیت، کوارتز از مجموعه دگرسانیهای گرمابی دیدهشده در منطقه هستند. دگرسانی پروپیلیتیک بیشتر واحدهای کوارتزمونزودیوریت و دایکهای حد واسط- بازیک را تحتتأثیر قرار داده است. در این دگرسانی، پلاژیوکلاز، پتاسیمفلدسپار و کانیهای مافیک در هنگام رویداد فرایندهای گرمابی با کلریت، اپیدوت و کلسیت جایگزین شدهاند. همچنین، جانشینی ضعیف پلاژیوکلاز با آلبیت در واحد کوارتزمونزودیریت دیده میشود. برپایة حضور فراوان کلریت، دگرسانی کلریتی بهعنوان زیرردهای از دگرسانی پروپیلیتیک دانسته میشود. در این زیررده از دگرسانی، کلریت و سریسیت جانشین پلاژیوکلاز شدهاند و یا در زمینه حضور دارند. همراه با این دگرسانی پیریت نیز دیده میشود.
در بخشهایی از منطقه، نفوذ دایکها به درون توفهای آندزیتی دگرسانیهای سریسیتی فراگیر را بهدنبال داشته است (شکل 11- A). سریسیت/ ایلیت، کوارتز و کلسیت از مجموعه کانیهای این دگرسانی بهشمار میروند. در این دگرسانی، فلدسپارها بهصورت اندک یا بهصورت کلی با سریسیت جایگزین شدهاند. دگرسانی سیلیسی بهویژه توفهای آندزیتی میزبان کانیسازی را تحتتأثیر قرار داده است و بهصورت سیلیس دانهریز افشان در زمینة سنگ و یا حضور رگچههای کلوفرمی کوارتز دیده میشود (شکل 11- B). این رگچههای کوارتزی در پی پرشدگی فضاهای تهی با سیالهای گرمابی سرشار از سیلیس پدید آمدهاند. همراه با این دگرسانی، سریسیتیشدن نیز چشمگیر است. مجموعه دگرسانی کلریت، کانیهای رسی و کوارتز به رنگ زرد روشن بهصورت یک نوار باریک از خاور تا باختر منطقه درون واحدهای سنگی آندزیت- لاتیت و ریوداسیت گسترش یافتهاند. در این دگرسانی درشتبلورهای پتاسیمفلدسپار و به مقدار کمتری پلاژیوکلاز با کانیهای رسی جانشین شدهاند. کلریت هم در زمینه دیده میشود و یا در پی دگرسانی کانیهای مافیک پدید آمده است. کوارتز بهصورت دانههای ریز پراکنده در زمینه دیده میشود.
تقریباً در همة پهنههای کانیسازی منطقه مقدارهای چشمگیری از کانیسازیها همراه با این مجموعه دگرسانی رخ داده است. هوازدگی و واکنشهای اکسیداسیون در بخشهای سطحی منطقه، رخداد گستردة اکسید و هیدروکسیدهای آهن را بهدنبال داشته است.
شکل 11- A) دگرسانی در پی نفوذ دایک در توف آندزیتی؛ B) نمایی از سیلیسیشدن توف آندزیتی در نمونة دستی
سیمای کانیسازیها در منطقة رنگرز بیشتر بهصورت رگه- رگچهای، قشری- قشری کلوفرم، افشان (پراکننده)، پرکنندة فضاهای تهی و بهندرت برش گرمابی است. کانیسازی رگه- رگچهای رخداد گستردهای در منطقة رنگرز دارد. رگه- رگچههای گوناگون دیدهشده در منطقه عبارتند از: رگههای کوارتز- کالکوپیریت (شکلهای 12 –A، 12- B و 12- C)، رگههای کوارتز- کلسیت- کالکوپیریت- اسپیکولار هماتیت ± پیریت (شکل 12- D)، رگههای کوارتز- اسپیکولار هماتیت (شکل 12- E)، رگههای کالکوپیریت ± بورنیت- کوارتز ± کلسیت. رگه- رگچههای کوارتز- کالکوپیریت فراوانترین نوع کانیسازیها در بخشهای ژرف کانسار رنگرز هستند و ستبرای آنها از چندین میلیمتر تا چندین سانتیمتر تغییر میکند. کانیسازی بهصورت نواری قشری/ کلوفرم نوع دیگری از کانیسازیها در منطقه است. حضور کوارتز، کالکوپیریت و اسپیکولار هماتیت در این نوع اهمیت دارد (شکلهای 12- F و 12- G). پیریت، مگنتیت، روتیل (بهصورت اولیه و ثانویه) و به مقدار کمتر کالکوپیریت و اسپیکولار هماتیت فراوانترین کانیهایی هستند که بهصورت افشان دیده میشوند. برشهای گرمابی در منطقه با گسترش ناچیز شامل قطعاتی از لیتیکآندزیت توف با سیمانی از بقایای کالکوپیریت و اکسیدهای مس هستند (شکل 12- H). کوارتز، باریت و کلسیت از کانیهای باطله این منطقه بهشمار میروند. کوارتز بهصورت رگه- رگچهای، کلوفرم، قشری (شکل 12- I) و در مواردی تیغهای دیده میشود. باریت بهصورت رگهای، قشری و پرکنندة فضاهای تهی دیده میشود و بیشتر با کوارتز همرشد است (شکلهای 12– J، 12- K و 12- L).
شکل 12- A) نمایی از یک رگچة کوارتز- کالکوپیریت؛ B) کانیسازی رگهای کوارتز- کالکوپیریت؛ C) نمایی از یک رگة کوارتز- کالکوپیریت که دچار زمینساخت کششی شده است؛ D) رگة کوارتز- کلسیت- کالکوپیریت- اسپیکولارهماتیت؛ E) رگة کوارتز- اسپیکولارهماتیت؛ F) کانیسازی اسپیکولار هماتیت- کوارتز بهصورت قشری- کلوفرم؛ G) نمایی از کانیسازی کالکوپیریت- کوارتز بهصورت قشری- کلوفرم؛ H) نمایی از یک برش گرمابی با قطعات توف آندزیتی و سیمانی از بقایای کالکوپیریت در زمینهای از اکسیدهای ثانویه مس؛ I) نمایی از حضور کوارتز با بافت قشری در منطقه؛ J، K) نمایی از همرشدی باریت- کوارتز همراه با کالکوپیریت؛ L) نمایی از همرشدی باریت- کوارتز در مقطع میکروسکوپی (نام اختصاری کانیها (Whitney and Evans, 2010): Ccp: کالکوپیریت؛ Qz: کوارتز؛ Hem: هماتیت؛ Cal: کلسیت؛ Brt: باریت)
برپایة بررسیهای میکروسکوپی سه مرحله کانیسازی (هیپوژن، سوپرژن و اکسیداسیون) در منطقة رنگرز شناسایی میشوند:
- مرحلة هیپوژن: کانیسازی در پهنة هیپوژن بهصورت 2 فاز اکسیدی و سولفیدی رخ داده است. کانیهای سولفیدی اولیه دربردارندة پیریت، کالکوپیریت و بورنیت هستند. کانیهای اکسیدی نیز دربردارندة اسپیکولار هماتیت، مگنتیت و تیتانومگنتیت هستند. پیریت نخستین کانی سولفیدی پدیدآمده در مرحلة هیپوژن است. این کانی در مقاطع صیقلی بیشتر یوهدرال است و مگر در چند مورد ناچیز، ارتباط زایشی با کالکوپیریت یا دیگر کانیهای مسدار نشان نمیدهد. ازآنجاییکه کالکوپیریت و بورنیت بلورهای پیریت را فراگرفتهاند، این کانی در مرحلة پیش از کانیسازی پدید آمده است و فاز قدیمیتری نسبت به کالکوپیریت و بورنیت است (شکلهای 13- A و 13- B). کالکوپیریت اصلیترین و فراوانترین کانة مس در منطقة رنگرز است و فراوانی بیشتری نسبت به بورنیت دارد. اندازة دانههای کالکوپیریت از 1/0 میلیمتر تا 5/2 سانتیمتر است. دانههای آن بیشتر بیشکل هستند. این کانی در چند مورد با اسپیکولارهماتیت همرشدی نشان میدهد (شکل 13- C). برپایة روابط میان دو کانی بورنیت و کالکوپیریت گمان میرود کالکوپیریت پس از بورنیت پدید آمده باشد (شکل 13- D). هماتیت بهصورت تیغهای و ورقهای در همة پهنههای کانیسازی منطقه گسترده شده است. مگنتیت بهصورت دانههای شکلدار تا نیمهشکلدار پراکنده در زمینة سنگ دیده میشود (شکل 13- E). فراوانترین بافتهای دیدهشده در مگنتیت عبارتند از بافتهای برشی (کاتاکلاستی) (شکل 13- F) و جانشینی (شکل 13- G). تیتانومگنتیت با بافت اسکلتی در همراهی با مگنتیت بهصورت دانه پراکنده دیده میشود (شکل 13- H).
- مرحلة سوپرژن (غنیشدگی ثانویه): در منطقة رنگرز، کالکوسیت، کولیت و دیژنیت مهمترین کانیهای پدیدآمده در این مرحله هستند. این مرحله در منطقة رنگرز گسترش بالایی نداشته است. میزان دیژنیت دربرابر کالکوسیت و کوولیت بسیار کمتر است. در پی تأثیر فرایندهای سوپرژن، کالکوپیریت و به میزان کمتر بورنیت با سولفورهای ثانوی مس (کالکوسیت، کوولیت، دیژنیت) جانشین شدهاند و حواشی کم ضخامتی از کانیهای سولفیدی ثانویه در پیرامون سولفیدهای نخستین پدید آمده است (شکلهای 13- I و 13- J).
- مرحله اکسیداسیون: گستردهترین رخداد کانیسازیها در این مرحله روی داده است. کوپریت، تنوریت، مالاکیت، آزوریت، اکسید و هیدروکسیدهای آهن (هماتیت و گوتیت) و نئوتوسیت از کانیهای پدیدآمده در این مرحله هستند. کانیهای سولفیدی مس، بهویژه کالکوپیریت، در پی اکسیداسیون در حاشیه با کوپریت و تنوریت جانشین شدهاند؛ بهگونهایکه باقیمانده دانههای کالکوپیریت در زمینهای از این کانیها دیده میشود (شکل 13- K). اکسیداسیون پیریت در بخشهای سطحی پیدایش اکسید و هیدروکسیدهای آهن را بهدنبال داشته است. در پی این فرایندها بافتهای جعبهای که از شاخصهای پهنههای اکسیداسیون است پدید آمده است (شکل 13- L).
در شکل 14 توالی کانیهای همایند در مراحل گوناگون کانیسازی آورده شده است.
شکل 13- A) حضور دانههای شکلدار پیریت در زمینة کالکوپیریت؛ B) دانههای شکلدار پیریت که با بورنیت فراگرفتهشدهاند؛ C) نمایی از همرشدی کانیهای اسپیکولار هماتیت و کالکوپیریت در منطقه رنگرز؛ D) پیدایش بورنیت و کالکوپیریت نخستین بهصورت همزمان با یکدیگر؛ E) حضور مگنتیتهای دانهدرشت شکلدار در کنار مگنتیتهای دانهریز نشاندهندة دو نسل متفاوت از مگنتیت است؛ F) مگنتیت دانه درشت کاتاکلاستیشده که در لبهها با گوتیت با بافت کلوفرمی جایگزین شده است؛ G) نمایی از جانشینی مگنتیت با مارتیت؛ H) نمایی از رخداد تیتانومگنتیت با بافت اسکلتی؛ I) جانشینی کالکوپیریت با کالکوسیت در لبهها؛ J) نمایی از جانشینی بورنیت با کالکوسیت در لبهها؛ K) اکسیداسیون کالکوپیریت که جانشینی آن با کانیهای اکسیدی مس را بهدنبال داشته است و جزیرههایی از کالکوپیریت بهصورت باقیمانده در زمینة کانیهای ثانویه بهجای مانده است؛ L) نمایی از بافت جعبهای پدیدآمده از اکسیداسیون کانیهای سولفیدی نخستین، شاخص پهنة شستهشده و اکسیدی (نام اختصاری کانیها (Whitney and Evans, 2010): Ccp: کالکوپیریت؛ Mag: مگنتیت؛ Hem: هماتیت؛ Cct: کالکوسیت؛ Bn: بورنیت؛ Cpr: کوپریت؛ Tnr: تنوریت؛ Gth: گوتیت؛ Py: پیریت؛ Mrt: مارتیت)
شکل 14- توالی کانیهای همایند بههمراه فرم و بافت آنها و مراحل زمانی رخداد کانهسازیها در منطقة رنگرز
نتیجهگیری
متأثرشدن سنگهای آتشفشانی و آذرآواری منطقة رنگرز با دایکهای آندزیت- بازالتی و یک توده با ترکیب کلی کوارتزمونزودیوریتی دگرسانی و کانیسازی در راستای گسلهای شمال باختری- جنوب خاوری را در پی داشته است. آشکارترین نوع دگرسانیهای گرمابی مرتبط با کانیسازیها در منطقة رنگرز عبارتند از دگرسانیهای سریسیتیشدن، سیلیسیشدن و مجموعه کلریت، کانیهای رسی، کوارتز. کالکوپیریت و اسپیکولار هماتیت فراوانترین کانیهای سولفیدی و اکسیدی در منطقه بهشمار میروند. کانیسازیها بیشتر بهصورت رگه- رگچهای، قشری- کلوفرم، افشان و شکافه پرکن رخ دادهاند.برپایة بررسیهای سنگنگاری تودة نفوذی رنگرز بافت گرانولار تا پورفیرویید دارد و پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار، کوارتز، آمفیبول و بیوتیت از کانیهای اصلی سازندة آن هستند.
برپایة بررسیهای زمینشیمیایی این توده سرشت کالک آلکالن با سرشت متاآلومینوس دارد. بررسیهای سنگزایی نشاندهندة نقش برجستة فرایندهای جدایش بلورین و آلایش پوستهای در تحولات ماگمایی این منطقه است. الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه نشاندهندة آنومالی منفی آشکار Ti و P است که از ویژگیهای سنگهای مرتبط با پهنههای فرورانش است. آنومالی منفی K در این الگو در ارتباط با فرایندهای دگرسانی است. مقدار میانگین نسبتهای (La/Yb)N، (La/Sm)N و (Dy/Yb)N بهعنوان شاخصهای (LREE/HREE)، (LREE/MREE) و (MREE/HREE) برای سنگهای نفوذی منطقه بهترتیب برابر است با 82/5، 50/3 و 01/1. این مقدارها نشاندهندة غنیشدگی آشکارای LREE دربرابر HREE است. غنیشدگی ضعیف MREE دربرابر HREE نشان میدهد گارنت درگیر نبوده است. نسبت Eu/Eu* از 62/0 تا 95/0 تغییر میکند که نشاندهندة جدایش چشمگیر پلاژیوکلاز است. برپایة نمودارهای شناسایی پهنههای زمینساختی این تودة نفوذی در کمانهای آتشفشانی مرز فعال قارهای جای گرفته است.
سپاسگزاری
نگارندگان از گروه معدنی و بازرگانی زرمش برای در اختیارگذاشتن نقشهها، دادهها و اطلاعات مغزههای حفاری بسیار سپاسگزارند. این پژوهش با پشتیبانی مالی مرکز مطالعات و همکاریهای علمی بینالمللی وزارت علوم، تحقیقات و فناوری انجام شده است.
)
