Document Type : Original Article
Authors
1 Geology,Faculty of Science, Bu-Ali Sina, Hamedan, Iran
2 Geology, Faculty of Science, Bu-Ali sina, Hamedan, Iran
3 Geology, Faculty of science, Bu-Ali Sina, Hamedan, Iran
Abstract
Keywords
منطقة معدنی بافق با نام حوضة زریگان- چاه‌میر نیز شناخته میشود و از مهمترین ایالتهای فلززایی در ایران به‌شمار می‌رود. این منطقه میزبان بسیاری از کانسارها مانند کانسارهای اکسید آهن- آپاتیت، آهن- منگنز بروندمی، سرب و روی رسوبی- بروندمی (سدکس) است (Heidarian et al., 2017; Rajabi et al., 2015; Daliran, 2010; Daliran et al., 2007; Ramezani and Taker, 2003). بیشتر این ذخایر در توالی آتشفشانی- رسوبی کامبرین زیرین (Cambrian Volcano- Sedimentary Unit= CVSU) جایگزین شده‌اند که به نام سازند ساغند نیز شناخته میشود (Ramezani and Tucker, 2003; Samani, 1988; Haghipour, 1977).
واحد CVSU دربرگیرندة ریولیتهای کالک‌آلکالن، ریوداسیت، بازالت و مقدار اندکی تبخیری، واحدهای کربناته، گلسنگ و ماسهسنگ است. جریانهای گدازهای مهمترین فراورده‌های آتشفشانی در این ناحیه‌اند (Rajabi et al., 2012; Stoch et al., 2011; Torab, 2008; Daliran, 2002; Samani, 1998). از دیدگاه ساختاری، کانسار آهن± آپاتیت لکه‌سیاه در خردقاره ایران مرکزی و در منطقة معدنی بافق جای گرفته است که کهنترین پیسنگ را دارد (Haghipour, 1977; Stöcklin, 1971).
فرایندهای آتشفشانی- آذرین درونی منطقه بیشتر به سن کامبرین- کامبرین زیرین دانسته میشوند. از دیدگاه سنگ‌شناسی، سنگ‌های این منطقه دربردارندة سنگ‌های اسیدی و حد واسط گوناگون‌اند.
بسیاری از پژوهشگران بررسی‌های گسترده‌ای دربارة چگونگی پیدایش کانسارهای این منطقه انجام داده‌اند (Heidarian et al., 2017; Mokhtari, 2015; Sabet- Mobarhan- Talab et al., 2015; Bonyadi et al., 2011; Jami, 2005; Taghipour et al., 2013; Hafezian and Jamali, 2015)؛ اما تا کنون بررسی جامع و دقیقی روی مادة معدنی و سنگ‌های میزبان کانسار آهن± آپاتیت لکه‌سیاه انجام نشده است.
در این بررسی، برپایة بررسی‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب در کانی آپاتیت و سنگ‌های پیرامون کانسار، خاستگاه ماگمای پدیدآوردندة این سنگ‌ها بررسی و در پایان، الگوی تکتونوماگمایی برای کانسار و سنگ‌های میزبان آن پیشنهاد میشود.
روش انجام پژوهش
این پژوهش شامل دو بخشِ بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی است. بررسی‌های صحرایی با گزینش رخنمونهای خوب و برداشت 160 نمونه همراه بود. در آزمایشگاه شمار 70 نمونه که دگرسانی کمتری داشتند برگزیده و از آنها مقطع نازک تهیه شد. بررسی‌های میکروسکوپی و بررسی‌های سنگنگاری با به‌کارگیری میکروسکوپ پلاریزان مدل زایس انجام شد. نام اختصاری کانی‌ها در تصویرهای میکروسکوپی برگرفته از Whitney و Evans (2010) است.
در مرحله پایانی و پس از بررسی‌های میکروسکوپی، شمار 19 نمونه برای بررسی ترکیب شیمی سنگ کل به روش ICP-MS و XRF برگزیده و به مرکز تحقیقات و فرآوری مواد معدنی ایران فرستاده شد. برای آماده‌سازی، نمونههای سنگی نخست با چکش به تکه‌های کوچک خرد شدند.
همچنین، شمار شش نمونه بلور آپاتیت برای اندازه‌گیری غلظت عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب و چهار نمونه کوارتز برای انجام بررسی‌های ایزوتوپی اکسیژن- هیدروژن با خلوص بیشتر از 95 درصد به روش دستی و با میکروسکوپ بیناکولار جدا شدند. بررسی‌های ایزوتوپی اکسیژن- هیدروژن کانی کوارتز در دانشگاه کورنل (Cornel) کشور امریکا انجام شد. برای پودر‌کردن نمونهها نیز هاون آگاتی به‌کار برده شد. آستانة آشکارسازی دستگاه برای اکسیدهای اصلی برابربا 1/0 درصدوزنی و برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به‌ترتیب 1/0 و 1 ppm است. رسم نمودارهای زمین‌شیمیایی نیز با نرم‌افزارهای GCDkit و Igpet انجام شد.
زمینشناسی
منطقة معدنی لکه‌سیاه در شمال‌خاوری شهرستان بافق در استان یزد و در کمان آتشفشانی- آذرین درونیِ کاشمر- کرمان به سن کامبرین زیرین جای دارد (Torab 2008; Jami, 2005; Ramezani and Tucker 2003) (شکل 1).
برپایة نقشه زمینشناسی 1:25000 علیآباد (Hushmandzadeh et al., 2012) (شکل 1)، بیشتر رخنمونهای سنگی منطقة بررسی‌شده به سن کامبرین زیرین و دربردارندة مجموعهای از سنگ‌های ریولیتی و آذرآواری هستند (شکل 2).
شکل 1- نقشة ساختاری بخش خاوری- مرکزی ایران و جایگاه پهنة زمین‌ساختی کاشمر- کرمان و کانسار لکه‌سیاه در آن (Ramezani and Tucker, 2003) (SSZ: پهنة سنندج- سیرجان؛ CIZ: پهنة ایران مرکزی؛ PB: بلوک پشت‌بادام)
شکل 2- نقشة زمینشناسی منطقة بررسی‌شده و جایگاه اندیسهای گوناگون کانسار لکه‌سیاه (شمارههای 1، 2 و 3) (با تغییراتی پس از Hushmandzadeh et al., 2012)
سنگ‌های ریولیتی در منطقه با سه شکل گنبد، گدازه و جریانهای آذرآواری (توف ریولیتی) دیده میشوند. بلندای برخی گنبدهای ریولیتی در منطقه نزدیک به پنجاه تا صد متر است (شکل 3- A). چنین گنبدهای ریولیتی در منطقة کوشک، میشدوان و اسفوردی نیز دیده میشوند (Forster and Jafarzadeh, 1994). سنگ‌های آندزیتی در منطقه گسترش و رخنمون کمتری نسبت به سنگ‌های ریولیتی دارند. سنگ‌های آذرآواری در منطقه نیز سه ترکیبِ ریولیتی، آندزیتی و داسیتی نشان می‌دهند و ساخت جریانی در آنها به‌خوبی دیده میشود (شکل 3- B). تودههای آذرین درونی در منطقه رخنمون بسیار کمی دارند. بیشتر این سنگ‌ها بهصورت استوکهای مونزونیتی و دایکهای دیابازی دیده میشوند و در برخی بخش‌ها واحدهای ریولیتی را قطع کرده‌اند (شکل‌های 3- C و 3- D). ترکیب و جنس واحدهای رسوبی (سری ریزو و دزو) منطقه نیز بیشتر دولومیتی- آهکی و ماسه‌آهکی است. بخشهای جنوبی و باختری این ناحیه بیشتر با رسوب‌های کواترنری و رسوب‌های رودخانهای پوشیده شده‌اند. در کانسار لکه‌سیاه مادة معدنی اصلی مگنتیت با مقدار فرعی آپاتیت همراه است و به شکل تودهای تا عدسی‌شکل و با بزرگی گوناگون در میزبان آتشفشانی پدید آمده است. هماتیت، لیمونیت و گوتیت نیز در پی پدیدههای هوازدگی و برونزاد پدید آمده‌اند. ترمولیت- اکتینولیت، گارنت، پیروکسن، کوارتز، کلسیت و کانیهای خاکی کمیاب (مانند: مونازیت، زنوتیم و آلانیت) از دیگر کانیهای دیده شده در مقیاس میکروسکوپی در این کانسار هستند (Gholipoor et al., 2019).
شکل 3- تصویرهای میدانی از واحدهای سنگی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) ریولیتها و جریانهای آذرآواری میزبان کانسار (دید رو به خاور)؛ B) جریانهای آذرآواری و گدازههای ریولیتی در منطقه با ساخت جریانی؛ C) دایکهای دیابازی تزریق شده در واحدهای آتشفشانی منطقه؛ D) نمایی از رخنمون واحد مونزونیتی در منطقه
کانهزایی
کانهزایی در اندیسهای آهن منطقة لکه‌سیاه به شکل مگنتیت- آپاتیت رخ داده است (شکل 4- A). برپایة بررسی ویژگی‌های صحرایی و میکروسکوپی، مگنتیت مهمترین و فراوان‌ترین کانه در این کانسارهاست. در بررسی‌های صحرایی این کانه بهصورت تودهای است و بیشتر از 80 درصدحجمیِ بیرون زدگیها را دربر گرفته است. برای رنگ سیاه این کانی و پیدایش آن در ریولیتهای سفید رنگ، این اندوخته را لکه‌سیاه می‌نامند. در مقطع‌های میکروسکوپی مگنتیت بهصورت تودهای و برشی دیده میشود و با آپاتیت درهمرشدی نشان می‌دهد (شکل 4- B). آپاتیت فراوان‌ترین کانی باطله همراه با کانسنگ در منطقه است؛ هرچند کانیهایی مانند آمفیبول و پیروکسن نیز دیده میشوند. بلورهای آپاتیت با فراوانی بالا، بهصورت کاملاً خوشوجه و با اندازه‌ای تا 5 سانتیمتر، در زمینهای از مگنتیت یافت میشوند. هماتیت، لیمونیت و گوتیت از دیگر کانههای همراه با کانسنگ آهن لکه‌سیاه شمرده میشوند.
شکل 4- A) نمونة دستی از کانسنگ آهن- آپاتیت منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق)؛ B) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از کانسنگ آهن- آپاتیت (Mag: مگنتیت؛ Ap: آپاتیت)
- ریولیت: از دیدگاه کانیشناسی، این سنگ‌ها بیشتر از کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار (ارتوکلاز)، پلاژیوکلاز و مقدار ناچیزی آمفیبول (ترمولیت- اکتینولیت) ساخته شده‌اند. بافت این سنگ‌ها پورفیری با خمیرهای میکرو- تا کریپتوکریستالین از کوارتز است. بیشتر پلاژیوکلازها شکل‌دار هستند و ماکل پلیسینتتیک نشان می‌دهند (شکل 5- A). در برخی بلورهای پلاژیوکلاز جابهجایی و دگرریختی ماکلها به‌خوبی دیده میشوند. این پدیده نشان‌دهندة دگرریختی این کانی در پی گسلش در منطقه است (شکل 5- B).خاموشی موجی و بازتبلور دینامیکی کوارتز از سیماهای بافتی این سنگهاست. سایة فشاری در پیرامون پورفیروکلاستهای پلاژیوکلاز و کم‌بودن مقدار تنش در این بخش‌ها بازتبلور دینامیکی کوارتز در این بخش‌ها را به‌دنبال داشته است (شکل 5- B). رویداد این ریزساختارها نشان‌دهندة اعمال نیروهای زمین‌ساختی به این سنگهاست.برخی بلورهای کوارتز در این سنگ‌ها مرز خلیجی دارند (شکل 5- C). در این بافت، مرز دانهها بهصورت گردشده و گاه خلیجی به درون دانه کشیده شده است. این بافت نشان‌دهندة افت فشار و در پی آن، ذوب و انحلال بخشهایی از کانی در مذاب میزبان است. به گفتة دیگر این پدیده پیامد رشد نامتعادل و تأثیر انحلال در پی کاهش فشار هنگام بالاآمدن ماگماست (Shelley, 1993). همچنین، این بافت چه‌بسا در پی نبود تعادل و آمیختگی و آلایش ماگمایی نیز روی بدهد. در برخی بخش‌ها، رگه- رگچههای کلسیت سنگ را تحت‌تأثیر قرار داده‌اند. زیرکن، سانیدین، بیوتیت و کانیهای تیره از فازهای فرعی در این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند.
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از ریولیتهای منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) مجموعه کانیایی سازندة ریولیتهای منطقه با بافت پورفیری؛ B) دگرریختی ماکلهای پلاژیوکلاز و بازتبلور دینامیکیِ کوارتز؛ C) خوردگی خلیجی‌شکل در فنوکریست کوارتز (در XPL) (Qz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Amp: آمفیبول؛ Cal: کلسیت؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار)
- آندزیت: درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول و به مقدار کم کوارتز از کانیهای اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند که در خمیرهای ریزدانه از همین کانی‌ها دیده میشوند (شکل‌های 6- A و 6- B). در این سنگ‌ها، پلاژیوکلاز شکل‌دار تا نیمهشکلدار است و ماکل پلیسینتتیک نشان می‌دهد. این کانی نزدیک به 70 تا 80 درصدحجمی سنگ را دربر گرفته است. همچنین، برخی بلورهای کوارتز نیز مرز خلیجی دارند. بافت پورفیری فراوان‌ترین بافتِ این سنگهاست (شکل‌های 6- A و 6- B)، هرچند در برخی بخش‌ها، انباشتگی و چسبیدن بلورهای درشت پلاژیوکلاز بافت گلومروپورفیری را نیز پدید آورده‌اند (شکل 4- C). در برخی بخش‌ها، شدت دگرسانی در این سنگ‌ها بسیار بالاست و پلاژیوکلازها و آمفیبولها به‌طور کامل به سریسیت و کانیهای رسی دگرسان شده‌اند؛ بهگونهای که تنها قالبهایی از این کانی‌ها به‌جای مانده است (شکل 4- B). همچنین، هورنبلند، کلریت، سریسیت، کانیهای رسی و کلسیت از کانیهای فرعی و ثانویة این سنگ‌ها شمرده میشوند.
شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از آندزیتهای منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A، B) آندزیتهای با بافت پورفیری؛ C، D) آندزیتهای با بافت گلومروپورفیری (Pl: پلاژیوکلاز؛ Amp: آمفیبول؛ Mag: مگنتیت؛ Hbl: هورنبلند)
- سنگ‌های آذرآواری: از دیدگاه سنگ‌شناسی، ارتوکلاز و کوارتز کانیهای اصلی سازندة سنگ‌های آذرآواری منطقة لکه‌سیاه هستند. این کانی‌ها در زمینهای ریزبلور از همین کانی‌ها و آمفیبول دیده میشوند (شکل‌های 7- A و 7- B). ارتوکلاز کانی اصلی این سنگ است و بهصورت شکل‌دار تا نیمهشکلدار با بزرگی متوسط 2/0 میلیمتر دیده میشود. پس از ارتوکلاز، کوارتز فراوان‌ترین کانیِ این سنگ است. این کانی بهصورت دانههای بیشکل، ریزدانه تا متوسط دانه و با بزرگیِ 05/0 تا 2/0 میلیمتر دیده میشود. برپایة بررسی‌ها، زمینة این سنگ از تکههایی با لبههای تیز ساخته شده است. همچنین، زمینة سنگ حفره‌هایی دارد که از کناره‌ها با کوارتز پر شده‌اند. چه‌بسا این حفره‌ها در پی خروج گاز از گدازه پدید آمده‌اند و ویژگی‌های بافت توفی را نشان می‌دهند. فنوکریستهای کوارتز نیز در این سنگ بافت خلیجی دارند و پیامد کاهش فشار هنگام بالاآمدن ماگما هستند (شکل 7- B). در برخی واحدهای آندزیتی، این سنگ‌ها قطعات زاویهداری در زمینه دارند و ازاین‌رو،آنها را توف آندزیتی می‌نامند. بافت حاشیه اُپاسیتی مهمترین بافت دیده‌شده در این سنگهاست (شکل‌های 7- C و 7- D). این بافت، بافت رایج در کانیهای آبدار سنگ‌های آتشفشانی (مانند: آمفیبول و بیوتیت) است. این کانی‌ها در هنگام بالاآمدن ماگما و در پاسخ به کاهش فشار آب دچار واپاشی میشوند و آب ساختاری خود را در ماگما آزاد می‌کنند. این واپاشی بهصورت یک هالة سیاه رنگِ ساخته‌شده از اکسیدآهن در پیرامون کانی دیده میشود (Plechov et al., 2008). در این شرایط آمفیبول نخست در پاسخ به تغییر فشار، آب و یا هیدروژن خود را آزاد می‌کند و جای خود را به آمفیبولی فقیر از آب می‌دهد. ازاین‌رو، جای واحد هیدروکسیل در ساختار آمفیبول خالی بماند و این پدیده ناپایداری و از هم پاشیده‌شدن آمفیبول را به‌دنبال دارد (Harford and Sparks, 2001).
شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی از توفهای داسیتی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) پراکندگی کوارتز و ارتوکلاز در زمینهای ریزدانه و شیشهای؛ B) کوارتزهای با مرز خلیجی؛ C، D) بافت اُپاسیتی کانی آمفیبول در توفهای آندزیتی؛ E، F) بافت جوش‌خورده همراه با نشانه‌هایی از جریان‌یافتگی در توفهای ریولیتی (خط نقطه‌چین نشان‌دهندة حالت جریانی است) (همة تصویرها در نور XPL هستند مگر تصویر C که در PPL است؛ Qz: کوارتز؛ Amp: آمفیبول؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار)
توفهای با ترکیب ریولیتی نیز از دیگر واحدهای آذرآواری منطقه هستند. بافت جوش‌خورده مهمترین بافت دیده‌شده در این سنگ‌ها است (شکل‌های 7- E و 7- F). این بافت نوعی بافت توفی است که دچار فشردگی شده و ازاین‌رو، حفره‌های آن از میان رفته است. هنگامی‌که گازهای داغ از درون یک جریان تفرای در حال سرد‌شدن فرار می‌کنند از سرعت جریان تفرا کاسته میشود و موادی که هنوز داغ هستند شروع به نهشته‌شدن می‌کنند. بخشهای بالا و پایین روانه که در همبری مستقیم با هوای آزاد و زمین است با سرعت بیشتری سرد میشود. به دنبال این سرد‌شدن سریع، نهشتههایی نرم و اندکی سنگی‌شده پدید می‌‌آیند که شباهت بسیاری به توفهای خاکستر دارند. این در حالیست که بخشهای درونی جریان هنوز دمای بالایی دارند. وزن لایههای بالایی فشردگی بخشهای درونی را به‌دنبال دارد و در پی گرمای موجود در آن منطقه، تکه‌های ریز خاکستر، قطعات سنگی و شیشههای آتشفشانی به‌هم جوش‌خورده و بافت جوش‌خورده را پدید می‌آورند (Sepahi and Miri, 2015). معمولاً در این بافت نشانه‌هایی از جریان‌یافتگی توفها به‌خوبی دیده میشوند (شکل‌های 7- E و 7- F).
- مونزونیت: این سنگ‌ها مهمترین واحدهای آذرین درونی در منطقه هستند که پراکندگی و رخنمون کمی در منطقه دارند و بیشتر در بخشهای مرکزی منطقة لکه‌سیاه دیده میشوند. برپایة بررسی‌های صحرایی، این تودهها به درون واحدهای آتشفشانی منطقه نفوذ کرده‌اند و نشان‌دهندة پیدایش پس از آنهاست. این سنگ‌ها در نمونة دستی به رنگ سبز روشن هستند و دانهبندی متوسط از خود نشان می‌دهند. پلاژیوکلاز و ارتوکلاز از کانیهای اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند که بیشتر از 75 درصدحجمی سنگ را دربر گرفتهاند. در مقطع‌های بررسی‌شده، این سنگ‌ها دانهبندی متوسط دارند و بافت آنها گرانولار هم‌بعد است (شکل 8- A). در بخشهایی، ارتوکلاز بافت پرتیتی به نمایش میگذارد (شکل 8- B). فراوانی کوارتز در این سنگ کمتر از 10 درصدحجمی است. بیوتیت و آپاتیت (10 درصدحجمی) از کانیهای فرعی این سنگ و اپیدوت، کلریت و کلسیت (5 درصدحجمی) از کانیهای ثانویه هستند. همچنین، در برخی بخش‌ها بلورهای پلاژیوکلاز بهصورت بسیار اندک به سرسیت دگرسان شده‌اند.
- دایکهای دیابازی: بیشتر این سنگ‌ها که رنگ سبز تیره و دانهبندی ریز تا متوسط دارند از پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول و بیوتیت ساخته شده‌اند. برپایة بررسی‌های انجام‌شده، این دایکها ترکیب دیوریتی دارند و به دو شکل ریزدانه و درشت‌دانه دیده میشوند (شکل‌های 8- C و 8- D). برپایة بررسی‌های میکروسکوپی، بافت این سنگ‌ها اینترگرانولار تا اینترسرتال است. در این بافتها بلورهای پلاژیوکلاز بهصورت زاویهدار با یکدیگر برخورد می‌کنند و فضای میان آنها با کانیهای فرومنیزین و یا با مواد نهان‌بلور پر میشود (Sepahi and Miri, 2015). پلاژیوکلازها به شکل تیغهای و با فراوانی 70 تا 80 درصدحجمی ماکل پلیسینتتیک دارند. در برخی بخش‌ها، سریسیت به مقدار کم از دگرسانی پلاژیوکلازها پدید آمده است. پیروکسن با فراوانی 5 تا 10 درصدحجمی و آمفیبول با فراوانی نزدیک به 5 درصدحجمی بهصورت شکل‌دار تا نیمهشکلدار در این سنگ‌ها دیده میشوند.
شکل 8- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از تودههای آذرین درونی مونزونیتی و دایکهای دیابازی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) مجموعه کانیایی مونزونیت با بافت گرانولار؛ B) آلکالی‌فلدسپار با بافت پرتیتی در مونزونیتهای منطقه؛ C) دایک دیابازی درشت دانه با بافت اینترگرانولار؛ D) دایک دیابازی ریزدانه با بافت اینترگرانولار (Afs: آلکالی‌فلدسپار؛ Bt: بیوتیت؛ PL: پلاژیوکلاز؛ Ep: اپیدوت؛ Amp: آمفیبول؛ Px: پیروکسن؛ Chl: کلریت؛ Cal: کلسیت)
زمین‌شیمی
برپایة تجزیه‌های شیمیایی سنگ‌های آذرین میتوان به سرشت سنگ‌ها، تغییرات ترکیبی آنها و تا اندازه‌ای به فرایندهای مؤثر در پیدایش آنها پی برد (Rollinson, 1993). در این راستا، برای بررسی شیمیایی سنگ‌کل نمونهها، نمونههای سالم و با دگرسانی کمتر برگزیده شدند. داده‌های تجزیه زمین‌شیمیایی نمونهها در جدول‌های 1 تا 4 آورده شده‌اند. مهمترین کاربرد عنصرهای اصلی در ردهبندی سنگ‌های آذرین است. این عنصرها همراه با عنصرهای کمیاب برای درک تحولات زمین‌شیمیایی، شناسایی پهنة زمین‌ساختی و شرایط پیدایش سنگ‌های آذرین به‌کار گرفته میشوند. برای ردهبندی و پژوهشهای سنگ‌شناسی در این پژوهش، نمودارهای TAS به‌کار برده شدند. در نمودار TAS پیشنهادیِ Le Bass و همکاران (1986)، نمونههای آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه بیشتر در محدوده ترکیبی ریولیت، آندزیت و داسیت جای میگیرند (شکل 9- A).
جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش XRF (برپایة wt%)
|
Sample No. |
Andesite |
Andesite |
Andesite |
Ryholite |
Ryholite |
Ryholite |
Ryholite |
Dacite |
Ryholite |
|
SiO2 |
57.74 |
60.87 |
60.73 |
72.92 |
73.14 |
73.64 |
69.7 |
64.15 |
70.11 |
|
TiO2 |
5.60 |
6.43 |
8.06 |
1.03 |
0.98 |
1.25 |
2.45 |
9.37 |
0.21 |
|
Al2O3 |
18.49 |
13.46 |
10.51 |
9.98 |
9.17 |
12.51 |
12.96 |
11.26 |
11.95 |
|
Fe2O3 |
0.50 |
2.32 |
1.26 |
0.24 |
0.26 |
0.20 |
0.22 |
0.82 |
1.02 |
|
MnO |
0.23 |
0.10 |
0.20 |
bdl |
0.10 |
bdl |
bdl |
0.22 |
0.1 |
|
MgO |
1.88 |
2.50 |
5.91 |
0.19 |
0.16 |
0.44 |
0.99 |
2.63 |
0.61 |
|
CaO |
2.76 |
4.7 |
3.34 |
0.19 |
0.13 |
0.73 |
1.46 |
1.21 |
1.72 |
|
Na2O |
0.27 |
3.19 |
0.63 |
0.2 |
0.25 |
0.21 |
0.36 |
4.34 |
0.31 |
|
K2O |
5.95 |
2.93 |
4.61 |
8.32 |
8.14 |
8.94 |
10.02 |
2.43 |
10.35 |
|
P2O5 |
1.68 |
1.26 |
0.79 |
0.12 |
0.10 |
bdl |
bdl |
0.17 |
0.11 |
|
SO3 |
1.44 |
0.21 |
1.53 |
3.81 |
5.70 |
bdl |
0.13 |
bdl |
0.12 |
|
LOI |
2.63 |
1.86 |
1.97 |
2.29 |
1.30 |
1.21 |
1.60 |
2.92 |
2.21 |
|
Total |
99.17 |
99.83 |
99.54 |
99.29 |
99.43 |
99.13 |
99.89 |
99.52 |
99.74 |
bdl= below detection limit
جدول 2- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش ICP- MS (برپایة ppm)
|
Sample No. |
andesite |
andesite |
andesite |
ryholite |
ryholite |
ryholite |
ryholite |
dacite |
ryholite |
|
Ba |
1283.9 |
1215.27 |
3469.06 |
722.68 |
515.63 |
1525.96 |
1024.26 |
2811.25 |
457.31 |
|
Be |
2.51 |
0.21 |
0.22 |
0.15 |
bdl |
0.25 |
0.25 |
bdl |
bdl |
|
Cs |
2.74 |
2.44 |
3.69 |
0.46 |
0.58 |
0.44 |
0.49 |
bdl |
0.39 |
|
Co |
9.05 |
72.04 |
38.64 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.29 |
40.59 |
1.19 |
|
Cr |
33.36 |
33.65 |
25.45 |
24.81 |
26.37 |
18.69 |
21.61 |
264.79 |
30.21 |
|
Ni |
19.25 |
45.85 |
40.41 |
7.74 |
8.3 |
6.49 |
16.72 |
142.25 |
13.35 |
|
V |
183.19 |
264.21 |
67.22 |
5.69 |
4.47 |
8.32 |
11.61 |
195.65 |
12.17 |
|
Sn |
1.25 |
1.07 |
12.75 |
1.41 |
1.14 |
4.68 |
3.04 |
bdl |
1.98 |
|
Zr |
15.39 |
14.35 |
21.18 |
10.44 |
11.5 |
61.86 |
29.23 |
9.12 |
15.54 |
|
Hf |
5.55 |
5.58 |
2.38 |
4.38 |
6.14 |
4.82 |
4.45 |
17.87 |
5.35 |
|
Ta |
0.57 |
0.73 |
0.15 |
0.51 |
0.41 |
0.45 |
0.69 |
0.62 |
0.27 |
|
Th |
13.82 |
10.98 |
7.07 |
7.65 |
8.15 |
6.18 |
8.68 |
9.39 |
8.12 |
|
Y |
5.38 |
7.64 |
3.67 |
4.31 |
4.12 |
6.36 |
7.98 |
8.17 |
8.29 |
|
Rb |
110.1 |
41.13 |
73.88 |
40.21 |
38.98 |
36.98 |
35.67 |
43.71 |
39.84 |
|
Nb |
14.64 |
12.02 |
7.11 |
3.91 |
4.19 |
2.32 |
3.48 |
17.58 |
4.09 |
|
U |
1.22 |
bdl |
3.12 |
1.07 |
1.2 |
1.6 |
1.9 |
bdl |
1.2 |
|
Pb |
8.69 |
56.31 |
4.96 |
5.53 |
7.01 |
8.24 |
9.01 |
4.12 |
5.38 |
|
Sr |
107.94 |
676.51 |
279.31 |
50.21 |
42.38 |
46.14 |
49.74 |
173.61 |
40.92 |
|
Zn |
59.42 |
254.88 |
47.4 |
11.92 |
24.35 |
31.35 |
27.33 |
198.12 |
47.32 |
|
La |
29.38 |
68.88 |
97.84 |
23.37 |
26.64 |
23.27 |
21.76 |
33.07 |
22.84 |
|
Ce |
47.71 |
122.71 |
178.22 |
52.74 |
61.17 |
49.08 |
63.97 |
77.34 |
51.14 |
|
Pr |
9.27 |
17.67 |
22.06 |
7.64 |
6.98 |
8.04 |
7.09 |
NA |
7.07 |
|
Nd |
26.59 |
53.19 |
59.69 |
29.91 |
27.59 |
28.71 |
28.28 |
45.34 |
30.54 |
|
Sm |
7.26 |
8.38 |
8.52 |
7.68 |
8.14 |
7.97 |
7.54 |
8.48 |
8.11 |
|
Eu |
1.09 |
1.18 |
1.04 |
1.17 |
1.23 |
1.09 |
1.34 |
1.07 |
1.11 |
|
Gd |
8.69 |
10.81 |
7.15 |
6.9 |
7.2 |
8.19 |
10.19 |
7.42 |
6.05 |
|
Tb |
1.14 |
1.2 |
1.26 |
1.35 |
1.21 |
1.19 |
1.31 |
bdl |
1.04 |
|
Dy |
5.56 |
6.51 |
9.89 |
6.12 |
7.17 |
5.14 |
8.35 |
7.21 |
6.91 |
|
Ho |
1.01 |
1.04 |
1.74 |
1.08 |
1.02 |
1.15 |
1.37 |
NA |
1 |
|
Er |
4.16 |
3.36 |
4.44 |
3.59 |
4.87 |
5.08 |
4.12 |
4.23 |
3.72 |
|
Tm |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
|
Yb |
2.05 |
2.34 |
2.13 |
3.70 |
4.31 |
2.27 |
3.24 |
2.17 |
3.21 |
|
Lu |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
جدول 3- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش XRF (برپایة wt%)
|
Sample No. |
Monzonite |
Diorite |
Diorite |
Diorite |
Diorite |
Monzonite |
Diorite |
Monzonite |
Monzonite |
Monzonite |
|
SiO2 |
58.09 |
56.19 |
58.89 |
59.01 |
56.49 |
57.41 |
58.17 |
55.9 |
58.31 |
54.87 |
|
TiO2 |
4.93 |
7.93 |
4.07 |
7.84 |
10.03 |
8.13 |
8.48 |
5.51 |
8.13 |
5.77 |
|
Al2O3 |
19.44 |
14.59 |
13.61 |
11.89 |
15.08 |
13.14 |
11.42 |
20.01 |
14.29 |
18.37 |
|
Fe2O3 |
0.40 |
2.98 |
2.89 |
2.77 |
1.37 |
2.47 |
1.58 |
0.39 |
2.15 |
1.24 |
|
MnO |
0.19 |
bdl |
0.79 |
0.55 |
0.17 |
0.1 |
0.21 |
0.14 |
bdl |
0.18 |
|
MgO |
0.53 |
3.94 |
0.84 |
2.27 |
4.84 |
4.42 |
5.42 |
2.6 |
2.77 |
2.11 |
|
CaO |
4.12 |
5.12 |
5.63 |
5.35 |
5.12 |
5.12 |
6.07 |
4.32 |
3.19 |
4.14 |
|
Na2O |
4.96 |
3.04 |
2.12 |
2.19 |
2.75 |
3.38 |
2.93 |
3.45 |
4.33 |
4.46 |
|
K2O |
2.88 |
2.07 |
3.18 |
3.07 |
2.32 |
2.76 |
2.81 |
4.12 |
3.21 |
2.92 |
|
P2O5 |
0.21 |
1.31 |
2.64 |
1.96 |
0.29 |
0.63 |
0.84 |
0.88 |
1.24 |
1.42 |
|
ZrO2 |
0.11 |
bdl |
0.1 |
0.12 |
bdl |
bdl |
bdl |
0.1 |
bdl |
bdl |
|
Cl |
0.25 |
0.21 |
bdl |
0.29 |
bdl |
bdl |
0.14 |
0.22 |
0.17 |
0.35 |
|
LOI |
3.77 |
2.41 |
5.1 |
2.21 |
1.38 |
2.19 |
1.75 |
1.98 |
2.05 |
3.35 |
|
Total |
99.88 |
99.79 |
99.86 |
99.52 |
99.93 |
99.75 |
99.81 |
99.62 |
99.84 |
99.18 |
جدول 4- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش ICP-MS (برپایة ppm)
|
Sample No. |
Monzonite |
Diorite |
Diorite |
Diorite |
Diorite |
Monzonite |
Diorite |
Monzonite |
Monzonite |
Monzonite |
|
Ba |
1322.54 |
700.19 |
1417.73 |
1104.17 |
443.09 |
529.04 |
1403.86 |
1830.79 |
1655.91 |
973.74 |
|
Be |
1.64 |
0.25 |
2.36 |
0.45 |
0.20 |
0.73 |
0.70 |
1.38 |
0.78 |
1.43 |
|
Cs |
bdl |
1.68 |
bdl |
bdl |
3.68 |
bdl |
1.94 |
3.63 |
1.48 |
bdl |
|
Co |
1 |
75.53 |
9.6 |
63.43 |
55.06 |
72.57 |
82.8 |
4.91 |
41.92 |
21.24 |
|
Cr |
22.55 |
40.63 |
22.75 |
116.99 |
293.11 |
136.14 |
40.3.86 |
20.59 |
15.59 |
15.39 |
|
Ni |
8.15 |
30.22 |
8.89 |
106.02 |
316.4 |
124.8 |
406.09 |
8.54 |
7.41 |
11.75 |
|
V |
4.22 |
286.79 |
8.41 |
162.64 |
209.37 |
257.46 |
228.23 |
17.85 |
88.22 |
21.83 |
|
Sn |
2.23 |
2.01 |
6.1 |
1.69 |
1.54 |
4.03 |
1.41 |
6.45 |
3.19 |
3.3 |
|
Zr |
81.61 |
81.56 |
31.4 |
23.79 |
30.39 |
59.2 |
78.02 |
126.79 |
22.7 |
35.88 |
|
Hf |
15.35 |
20.14 |
9.89 |
10.31 |
19.57 |
22.62 |
30.14 |
28.74 |
31.36 |
16.32 |
|
Ta |
0.78 |
1.08 |
0.53 |
0.67 |
1.02 |
0.50 |
0.47 |
0.42 |
0.45 |
0.49 |
|
Th |
2.69 |
2.1 |
6.93 |
11.11 |
NA |
1.33 |
2.65 |
9.91 |
1.12 |
bdl |
|
Y |
6.1 |
8.14 |
5.98 |
8.91 |
3.61 |
4.24 |
10.35 |
10.07 |
7.36 |
5.05 |
|
Rb |
43.69 |
30.66 |
38.14 |
31.15 |
58.67 |
13.89 |
37.67 |
94.61 |
36.86 |
10.19 |
|
Nb |
20.96 |
18.51 |
15.23 |
14.09 |
8.97 |
6.07 |
12.02 |
16.67 |
24.08 |
13.84 |
|
U |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
1.12 |
bdl |
1.83 |
bdl |
bdl |
|
Pb |
10.23 |
9.87 |
7.17 |
6.34 |
11.02 |
6.39 |
9.54 |
12.97 |
12.02 |
7.98 |
|
Sr |
169.71 |
422.43 |
228.08 |
366.06 |
264.37 |
867.02 |
655.67 |
1040.69 |
1033.11 |
254.17 |
|
Zn |
28.03 |
108.85 |
28.55 |
43.86 |
188.49 |
174.77 |
351.81 |
771.39 |
137.51 |
33.87 |
|
La |
33.17 |
41.1 |
36.01 |
39.47 |
21.28 |
19.62 |
48.52 |
80.3 |
41.96 |
18.02 |
|
Ce |
72.92 |
87.04 |
78.7 |
84.33 |
57.26 |
49.71 |
80.24 |
143.67 |
93.6 |
39.1 |
|
Pr |
7.78 |
12.33 |
7.85 |
9.47 |
5.56 |
5.41 |
7.21 |
12.6 |
11.3 |
6.12 |
|
Nd |
31.24 |
38.98 |
32.5 |
41.15 |
29.36 |
24.58 |
33.84 |
42.92 |
52.87 |
27.48 |
|
Sm |
6.57 |
9.28 |
6.22 |
6.33 |
4.98 |
6.36 |
6.02 |
5.11 |
9.36 |
7.58 |
|
Eu |
1.05 |
1.11 |
1.01 |
1.1 |
1.17 |
1.09 |
1.24 |
1.61 |
1.39 |
1.04 |
|
Gd |
6.57 |
5.92 |
4.83 |
5.84 |
7.12 |
6.11 |
5.35 |
6.08 |
6.71 |
5.24 |
|
Tb |
bdl |
1.54 |
0.97 |
0.87 |
bdl |
1.02 |
1.2 |
bdl |
bdl |
bdl |
|
Dy |
3.05 |
4.48 |
5.58 |
5.03 |
2.84 |
3.67 |
4.3 |
3.76 |
2.37 |
4.3 |
|
Ho |
bdl |
bdl |
1.68 |
1.12 |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
|
Er |
1.09 |
1.21 |
3.68 |
2.21 |
2.01 |
1.28 |
1.18 |
1.69 |
1.97 |
1.71 |
|
Tm |
bdl |
bdl |
0.6 |
0.7 |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
|
Yb |
1.59 |
1.17 |
3.31 |
2.64 |
2.34 |
1.98 |
2.36 |
2.67 |
1.26 |
2.57 |
|
Lu |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
bdl |
ازآنجایی‌که شاید دگرسانی روی سنگ‌های آتشفشانی بیشتر از سنگ‌های آذرین درونی تأثیر داشته باشد، عنصرهایی که امکان جابهجایی کمتری در هنگام دگرسانی دارند برای نامگذاری این سنگ‌ها به‌کار برده شدند (Karimpour, 1988). ازاین‌رو، از نمودار SiO2 دربرابر Zr/TiO2 بهره گرفته شد. در این نمودار، نمونهها در گسترة ریولیت، ریوداسیت، داسیت و آندزیت جای میگیرند (شکل 9- B). از دیدگاه سریهای ماگمایی، نمونههای بررسی‌شده در نمودار AFM در سری کالک‌آلکالن جای میگیرند (شکل 9- C). همچنین، در نمودار SiO2 به FeOt/MgO، همة نمونهها در گسترة سری کالک‌آلکالن جای میگیرند (شکل 9- D).
شکل 9- ردهبندی سنگ‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) نمودار TAS (سیلیس دربرابر مجموع آلکالی برپایة درصدوزنی) (Le Bass et al., 1986)؛ B) نمودار Zr/TiO2 دربرابر SiO2 برپایة درصدوزنی (Winchester and Floyed, 1977)؛ C) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ D) نمودار SiO2 برپایة درصدوزنی دربرابر FeOt/MgO (Miyashiro, 1974)؛ E) نمودار Co- Th (Hastie et al., 2007)؛ F) بررسی شاخص اشباع‌شدگی از آلومین برپایة نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)
در نمودار Co- Th، نمونهها در گسترة سری کالک‌آلکالن و کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای میگیرند (شکل 9- E). این نمودار برپایة دو عنصر با رفتارهای متفاوت پیشنهاد شده است. Th عنصری ناسازگار است که در درجة کم ذوب‌بخشی وارد مذاب میشود؛ اما Co که میدان بلوری پایدار و شباهت شعاع یونی با عنصر Mg نشان می‌دهد، در درجة بالای ذوب‌بخشی وارد مذاب میشود. برای بررسی مقدار آلومین در ترکیب نمونههای بررسی‌شده از مولاریته نسبت Al2O3/(Na2O+K2O) دربرابر مولاریته نسبت Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) بهره گرفته شد (شکل 9- F). برپایة این نمودار نمونههای بررسی‌شده در گسترة متاآلومینوس- پرآلومینوس جای میگیرند (شکل 9- F). در نمودارهای ردهبندی سنگ‌های آذرین درونی، نمونههای بررسی‌شده در گسترة مونزونیت و دیوریت جای میگیرند (Middlemost, 1985) (شکل 10- A).
شکل 10- A، B) ردهبندی سنگ‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) نمودار TAS (سیلیس دربرابر مجموع آلکالی) (Middlemost, 1985)؛ B) نمودار R1- R2 (De La Roche et al., 1980)؛ C) شناسایی سری ماگمایی سنگ‌های آذرین درونی منطقه در نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ D) شناسایی سری ماگمایی سنگ‌های آذرین درونی منطقه در نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ E) بررسی شاخص اشباع‌شدگی از آلومین برپایة نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)
همچنین، در نمودارکاتیونی R1- R2، نمونهها بیشتر در گسترة مونزونیت، دیوریت و تونالیت جای میگیرند (شکل 10- B). از دیدگاه شناسایی سریهای ماگمایی، سنگ‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه در نمودار AFM، در گسترة کالک‌آلکالن (شکل 10- C) و در نمودار SiO2 دربرابر K2O در گسترة سری کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا جای میگیرند (Peccerillo and Taylor, 1976) (شکل 9- D). همچنین، برپایة ضریب اشباع‌شدگی از آلومین (ASI)، بیشتر نمونههای آذرین درونی منطقة بررسی‌شده در نمودار Al2O3/(Na2O+K2O) دربرابر Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) در گسترة متاآلومینوس جای میگیرند (Shand, 1943) (شکل 10- E).
عنصرهای خاکی کمیاب
- الگوی فراوانی REE در سنگ‌های میزبان
الگوی فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‌های آتشفشانی و تودههای آذرین درونی که به ترکیب کندریت بهنجار شده‌اند (Boynton, 1985)، غنیشدگی نسبی از LREE دربرابر HREE و همچنین، آنومالی منفی و آشکاری از Eu را نشان می‌دهند. روند غنیشدگی LREE دربرابر HREE از ویژگی‌های ماگماهای پدیدآمده در پهنههای فرورانش است (Rolinson, 1993; Wilson, 1989; Gill, 1981) (شکل 11).
شکل 11- ترکیب سنگ‌های آذرین منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) در: A) نمودار الگوی فراوانی REE بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت برای سنگ‌های آتشفشانی؛ B) نمودار الگوی فراوانی REE بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت برای سنگ‌های آذرین درونی بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت؛ C) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب اولیه گوشته برای سنگ‌های آتشفشانی؛ D) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب اولیه گوشته برای سنگ‌های آذرین درونی (ترکیب گوشته اولیه از: McDonough and Sun (1995)؛ ترکیب کندریت از: Boynton (1984))
آنومالی منفی Eu نیز چه‌بسا پیامد جدایش پلاژیوکلازهای کلسیک هنگام تبلوربخشی و یا نبود پلاژیوکلاز در مواد سازندة خاستگاه باشد (Richards et al., 2012; Wang et al., 2007; Rollinson, 1993). برپایة بررسی‌های Wu و همکاران (2003)، آنومالی منفی Eu همراه با آنومالی منفی Sr پیامد جدایش پلاژیوکلاز است؛ اما اگر با آنومالی منفی Ba همراه باشد، جدایش بلورین پتاسیم‌فلدسپار را نشان می‌دهد.
در نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه، سنگ‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه از عنصرهای Ba، Th، U، La، Ce و Ti غنیشدگی و از عنصرهای Nb، Ta، Sr، Zr و Y تهیشدگی نشان می‌دهند (شکل 11- C). در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه برای سنگ‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شکل 11- D)، عنصرهای با قدرت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، Ta، Zr، Ti و Y) و برخی عنصرهای REE و عنصرهای لیتوفیل سبک یا LILE (مانند: Rb، K و Ba) در آن نمایش داده شده‌اند. در این نمودار، عنصرهای K، Ba، P، Ti، Pb و Ce غنیشدگی و عنصرهای Nb، Ta، Sr، Eu، Zr و Y تهیشدگی نشان می‌دهند. عنصر Ba در گستره‌های دمایی گستردة پهنههای فروانشی متحرک است و همراه با سیال‌های آبدار جابجا میشود. Th نیز در سیال‌های کم‌دما کم‌تحرک و یا نامتحرک است؛ اما در دمای بالا که رسوب‌های بالای صفحه فرورو و یا گوة گوشتهای دچار ذوب‌بخشی میشوند متحرک است.
آنومالی مثبت عنصرهای Pb و K نشان‌دهندة دخالت پوسته قارهای در پیدایش و تحول ماگمای سازنده این سنگهاست (Harris, 1983). آنومالی مثبت P، La و Ce در نمونههای آذرین درونی منطقه نیز پیامد حضور کانی آپاتیت در این سنگهاست.
غنیشدگی LILE دربرابر HFSE از ویژگی‌های وابسته به آلایش پوستهای و یا مذابهای وابسته به پهنههای فرورانشی است (Asran et al., 2012; Zhang et al., 2006; Kelemen et al., 1993; Woodhead et al., 1993; Pearce, 1982). آنومالی مثبت Pb نیز گویای متاسوماتیسم گوة گوشتهای با سیال‌های آزادشده از سنگ‌کرة اقیانوسی فرورو یا آلایش ماگما با سنگ‌کرة قارهای است (Atherton and Ghani, 2002). عنصرهای HFSE از عنصرهای نامتحرک هستند و با سیال‌ها جابه‌جا نمیشوند و خاستگاه گوشتهای از آنها تهی خواهد ماند. ذوب این خاستگاه در مراحل بعدی، تهیشدگی از HFSE و غنیشدگی از LILE در مذاب را در پی خواهد داشت (McCulloch and Gamble, 1991). اگرچه به باور برخی پژوهشگران، تهیشدگی از HFSE در مذابهای پهنههای فرورانشی پیامد برجاماندن کانیهای جذب‌کنندة HFSE (مانند: روتیل و آمفیبول) در گوة گوشتهای بالای صفحه فرورو است (Green, 2006; Geren and Pearson, 1986). تهیشدگی از HFSE (مانند: Nb، Ta و Ti) و فراوانی از عنصرهای با شدت میدان کم یا LILE (مانند: Ce، La، K، Rb و Th) از ویژگی‌های کمانهای آتشفشانی هستند (Yoshida et al., 2013; Tian et al., 2008; Castillo et al., 2006). تهیشدگی از Ti نشان‌دهندة تمرکز فازهای تیتانیمدار در بخشهای جدایش‌یافتة ژرف یا مقدار کم این عنصر در سنگ خاستگاه است (Pearce and Peate, 1995). آنومالی منفی Nb و Ti از ویژگی ماگماتیسم وابسته به فرایند فرورانش (Kuster and Harms, 1998) یا از ویژگی‌های سنگ‌های پوسته قارهای و شرکت در فرایندهای ماگمایی باشد (Rollinson, 1993). آنومالی مثبت و منفی Ti را کانیهای تیتانیمدار (مانند: اسفن) و کانیهایی مانند آمفیبول، ایلمنیت و تیتانومگنتیت کنترل می‌کنند (Glenn, 2004). برپایة بررسی‌های ریزپردازش الکترونی، کانیهای کدر همراه با سنگ میزبان مگنتیت هستند و درهمرشدیهایی از کانیهای ایلمنیت، روتیل و تیتانیت دارند (شکل 12).
شکل 12- A، B) تصاویر BSE از درهمرشدی Rt- Ttn- Ilm در مگنتیت سنگ میزبان در منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) (Ttn: تیتانیت؛ Rt: روتیل؛ Ilm: ایلمنیت؛ Qz: کوارتز؛ Amp: آمفیبول؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار)
جایگیری ماگما در بخشهای بالایی پوسته چه‌بسا به‌دنبال گاززدایی از مذاب و حذف آهن فرو با سیال‌های ثانویه هنگام سرد‌شدن فوگاسیتة اکسیژن را افزایش می‌دهد (Bell and and Simon, 2011). افزایش فوگاسیتة اکسیژن حلالیت Ti در مگنتیت را کاهش می‌دهد و تیغههای اکسلوشن ایلمنیت را در آن پدید میآورد.
- آپاتیت
عنصرهای خاکی کمیاب کمتر از دیگر عنصرها در معرض هوازدگی و دگرسانیهای گرمابی هستند. ازاین‌رو، الگوی فراوانی آنها خاستگاه کانی‌ها و سنگ‌ها را نشان می‌دهد (Rollinson, 1993; Boynton, 1985). برای بررسی زمین‌شیمی عنصرهای خاکی کمیاب در کانی آپاتیت، شمار شش نمونه از بلورهای آپاتیت همراه با کانسنگ جدا و به روش ICP-MS تجزیه شیمیایی شدند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 5 آورده شده‌اند. همچنین، نسبتهای Lacn/Ybcn، Lacn/Smcn و Gdcn/Ybcn به‌ترتیب برای بررسی تفکیک LREEها و HREEها، تفکیک میان عنصرهای LREEها و تفکیک میان عنصرهای HREEها به‌دست آورده شدند. رسم نمودارهای عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب برای نمونههای آپاتیت پس از بهنجار‌سازی دربرابر ترکیب کندریت، یک شیب منفی و یکنواخت همراه با آنومالی منفی Eu نشان می‌دهد (شکل 13- A). این روند کاهشی پیامد غنیشدگی از LREE دربرابر HREE و از ویژگی‌های شاخص آپاتیتها در کانسارهای آهن- آپاتیت تیپ کایروناست (Edfelt, 2007; Jinjie et al., 2007). آپاتیتهای تیپ کایرونا آنومالی منفی Eu و غلظتهای ∑REE بیشتر از 2000 تا 7000 پیپیام دارند (Frietsch and Pendahl, 1995). آنومالی Eu در نمونههای زمینشناسی مهمترین ردیاب برای ارزیابی شرایط محیطی در سیستمهای زمینشناسی گوناگون به‌شمار می‌رود (Jiang et al., 2007). پارامتر Gdcn/Ybcn به‌دست‌آمده برای نمونههای آپاتیت نشان می‌دهد تفکیک میان عنصرهای HREE نسبت به عنصرهای LREE (که تفکیک میان آنها با پارامتر Lacn/Smcn اندازه‌گیری میشود) کمتر روی داده است. الگوی فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب که در شکل 13- A نمایش داده شده است نیز این نکته را به‌خوبی نشان می‌دهد. پارامتر Lacn/Ybcn به‌دست‌آمده برای نمونهها نیز نشان می‌دهد تفکیک بالایی میان عنصرهای LREE و HREE روی داده است. تهیشدگی Eu در نمونههای آپاتیت این کانسار شاید با تبلوربخشی فلدسپار از ماگمای مادر وابسته باشد (Frietsch and Pendahl, 1995; Andreoli et al., 1994). آپاتیتها در کانسارهای تیپ کایرونا فراوانی بالایی از Na (wt%37/0wt%<Na<07/0) و همچنین، S (wt%49/0wt%<S<08/0) و مقدار کمی از Mn (40- 245 ppm) دارند. فراوانی کم Mn در این تیپ کانسارها پیامد همزیستی اکتینولیت و مگنتیت با آپاتیت است؛ زیرا Mn وارد ساخـتار هر دوی آنها میشود. به‌تازگی نمودار سه‌تایی V-Mg-Mn برای تفکیک آپاتیت در کانسارهای تیپ IOCG و IOA پیشنهاد شده است (Mao et al., 2016). آپاتیتهایِ کانسارهای آهن- آپاتیت در پهنههای فرورانش مقدار Mn کمتری نسبت به کانسارهای IOCG دارند. همچنین، کم‌بودن مقدار V نیز شاید پیامد کم‌بودن فوگاسیتة اکسیژن در محیط باشد؛ زیرا محتوای بالای V در آپاتیت پیامد فوگاسیتة بالای اکسیژن هنگام تبلور آپاتیت در پی جانشینی V+5 در آپاتیت است (Sha and Chappell, 1999; Kutoglu, 1974). در نمودار سه‌تایی V-Mg-Mn، نمونههای آپاتیت لکه‌سیاه در گسترة کانسارهای تیپ کایرونا جای میگیرند (شکل 13- B). نسبتهای Eu/Eu* و Ce/Ce* در آپاتیت برای ارزیابی مراحل اکسایش- کاهش (redox) ماگما به‌کار برده میشود. کمبود فوگاسیتة اکسیژن، نسبت Eu+2/Eu+3 و Ce+3/Ce+4 در مذاب را افزایش، غلظت Eu+3 را کاهش و غلظت Ce+3 را افزایش می‌دهد (Sha and Chappell, 1999). این پدیده حضور Eu+3 نسبت به Ce+3 در آپاتیت را کاهش می‌دهد و ازاین‌رو، آنومالی منفی قوی Eu و آنومالی مثبت شاخص Ce در آپاتیت پدید میآورد. آپاتیت گرایش بیشتری برای افزودن Eu+3 و Ce+3 (نسبت به Eu+2 و Ce+4) به ساختار خود دارد؛ زیرا شعاع یونی Eu+3 و Ce+3 به شعاع یونی Ca+2 نزدیک‌تر است. جدای از فوگاسیتة اکسیژن، Ce بیشتر بهصورت Ce+3 وارد آپاتیت میشود. در نمودار Ce/Ce* دربرابر Eu/Eu*، نمونههای آپاتیت لکه‌سیاه در گسترة ترکیبی کانسارهای تیپ کایرونا و IOCG جای میگیرند (شکل 13- C).
جدول 5- داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) در کانی آپاتیت منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش ICP- MS
|
Apatite |
Apatite |
Apatite |
Apatite |
Apatite |
Apatite |
Sample No. |
|
2165.21 |
2052.66 |
2659.95 |
2303.71 |
3617.71 |
4208.91 |
La |
|
5321.7 |
5596.9 |
7024.77 |
6168.93 |
8381.45 |
9616.59 |
Ce |
|
521.97 |
580.49 |
724.19 |
642.99 |
783.08 |
915.65 |
Pr |
|
2114.34 |
2034.22 |
2592.05 |
2324.03 |
2671.07 |
3188.19 |
Nd |
|
297.31 |
273.17 |
340.45 |
301.43 |
358.5 |
397.39 |
Sm |
|
23.21 |
19.98 |
25.95 |
23.86 |
32.01 |
36.29 |
Eu |
|
297.3 |
257.45 |
321.43 |
285.27 |
354.26 |
403.68 |
Gd |
|
58.67 |
45.78 |
59 |
50.74 |
62.38 |
68.48 |
Tb |
|
139.21 |
124.3 |
160.93 |
139.22 |
163.23 |
189.49 |
Dy |
|
29.14 |
25.85 |
33.48 |
28.62 |
32.92 |
38.65 |
Ho |
|
40.31 |
43.63 |
56.61 |
51.04 |
58.15 |
66.07 |
Er |
|
10.34 |
8.8 |
11.28 |
10.07 |
11.52 |
13.18 |
Tm |
|
45.98 |
41.47 |
51.09 |
48.12 |
57.98 |
66.67 |
Yb |
|
4.35 |
4.57 |
5.85 |
5.42 |
6.24 |
6.97 |
Lu |
|
11069.04 |
11109.27 |
14067.03 |
12383.45 |
16590.5 |
19216.21 |
∑REE |
|
31.75 |
33.37 |
35.10 |
32.28 |
42.07 |
42.56 |
Lacn/Ybcn |
|
4.58 |
4.73 |
4.91 |
4.81 |
6.35 |
6.66 |
Lacn/Smcn |
|
5.21 |
5.00 |
5.07 |
4.78 |
4.93 |
4.88 |
Gdcn/Ybcn |
|
0.24 |
0.23 |
0.24 |
0.25 |
0.27 |
0.28 |
Eu/Eu* |
|
1.25 |
1.23 |
1.21 |
1.21 |
1.19 |
0.14 |
Ce/Ce* |
|
58.38 |
56.34 |
61.76 |
58.98 |
23.53 |
23.59 |
V |
|
171.69 |
165.03 |
188.36 |
208.45 |
159.6 |
149.12 |
Mn |
|
10200 |
9600 |
10800 |
12000 |
1000 |
1000 |
Mg |
شکل 13- A) الگوی فراوانی REE در کانی آپاتیت منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1985)؛ B) نمودار سه‌تایی V-Mn-Mg برای شناسایی آپاتیتها در کانسارهای IOCG و IOA؛ C) نمودار Ce/Ce* دربرابر Eu/Eu* برای آپاتیتهای تیپ کانسارهای گوناگون (Mao et al., 2016)
زمین‌شیمی ایزوتوپی
انجام بررسی‌های ایزوتوپی در نمونههای کانساریاز روشهای مرسوم برای شناسایی و شناسایی ترکیب نخستین سیال کانهساز در کانسارهاست (Yan et al., 2014). برای شناسایی خاستگاه و سرشت سیال کانهساز تجزیه‌های ایزوتوپهای پایدار اکسیژن و هیدروژن روی نمونههای کوارتز همراه با کانسنگ مگنتیت این کانسار انجام شد. خلوص نمونهها در زمان جداسازی در زیر میکروسکوپ بیناکولار برابربا 95 تا 98 درصد بود. داده‌های به‌دست‌آمده از این تجزیه که برپایة استاندارد میانگین آب اقیانوس گزارش شده‌اند، در جدول 6 آورده شده‌اند.
از آنجایی‌که دما کنترل‌کنندة جدایی ایزوتوپی ایزوتوپهای پایدار میان کانی و سیال‌های گرمابی است، با درنظرگرفتن دمایی برابربا 360، 370 و 390 درجة سانتیگراد برپایة بررسی سیال‌های درگیر برای پیدایش کوارتز این کانسار، مقدار18Oδ سیال در حال تعادل با این کانی به‌دست آورده میشود (Clayton et al., 1972). برای شناخت خاستگاه سیال کانهزا در کانسار لکه‌سیاه نمودار Dδ دربرابر 18Oδ به‌کار برده شد (شکل 14). در این نمودار، نمونههای بررسی‌شده درون و نزدیک محدوده سیال‌های ماگمایی جای میگیرند. Foerster و Jafarzadeh (1994) نیز از پژوهشگرانی هستند که خاستگاه ماگمایی را برای کانسارهای آهن منطقة بافق پیشنهاد کرده‌اند.
جدول 6- مقدار 18Oδ و DH2Oδ (برپایة ‰) در کانی کوارتز لکه‌سیاه و مقدار 18Oδ به‌دست‌آمده برای سیال در تعادل با آن
|
T (°C) |
18OFluid ‰δ |
DH2O ‰δ |
18OMineral ‰δ |
Mineral |
|
374 |
7.38 |
- 60.39 |
- 2.13 |
Quartz |
|
370 |
6.17 |
- 62.11 |
- 3.34 |
Quartz |
|
390 |
4.03 |
- 70.98 |
- 4.71 |
Quartz |
|
360 |
6.15 |
- 60.28 |
- 3.36 |
Quartz |
شکل 14- نمودار Dδ دربرابر 18Oδ سیال برای شناسایی خاستگاه سیال مؤثر در کانهزایی در منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق)
جایگاه زمین‌ساختی
برای شناخت و تفسیر پهنههای زمین‌ساختی بیشتر عنصرهای نامتحرک یا کم تحرک کاربرد دارند. عنصرهای با شدت میدان بالا (مانند: Zr، Nb، Y و Ti) کاربرد بیشتری دارند؛ زیرا در سیال‌ها کمابیش نامتحرک هستند و شرایط گرمابی، هوازدگی و دگرگونی درجه بالا آنها را چندان تغییر نمی‌دهند. در نمودار نسبت عنصرهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb، سنگ‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه در پهنة مرز فعال قارهای جای میگیرند (شکل 15- A). همچنین، نمودارهای تغییرات SiO2 دربرابر عنصرهای کمیاب (مانند: Y، Rb، Nb) برای بررسی جایگاه زمین‌ساختی نمونهها به‌کار برده شدند (Pearce et al., 1984). در این نمودارها، پهنههای زمین‌ساختی گوناگون (مانند: گرانیتوییدهای درونصفحهای، گرانیتوییدهای میان اقیانوسی، گرانیتوییدهای کمان ماگمایی و گرانیتوییدهای برخوردی) از یکدیگر جدا شده‌اند. نمونههای آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه در شکل‌های 15- B و 15- C در گسترة ترکیبی گرانیتوییدهای VAG، ORG و COLG جای میگیرند؛ اما در شکل 15- D، نمونهها آشکارا در گسترة گرانیتوییدهای کمان ماگمایی دیده میشوند.
شکل 15- شناسایی جایگاه زمین‌ساختی ماگمای سازنده سنگ‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) در: A) نمودار Th/Yb دربرابر Ta/Yb (Schandl and Gorton, 2002)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Y(Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر Nb (Pearce et al., 1984)؛ D) نمودار SiO2 دربرابر Rb (Pearce et al., 1984) (ACM: Active Continental Margin; WP: Within Plate; WPG: Within Plate Granite; ORG: Oceanic Ridge Granite; VAG: Volcanic Arc Granite; COLG: Collision Granite)
برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی سنگ‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه نیز نمودارهای پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) و Harris و همکاران (1986) به‌کار برد شدند. برپایة این نمودارها، نمونههای بررسی‌شده در گسترة ترکیبی گرانیت‌های کمربندهای آتشفشانی پهنههای فرورانش (VAG) جای میگیرند (شکل‌های 16- A تا 16- D). در نمودارهای Nb و Y دربرابر Rb/Zr که برای درجه تکامل کمانهای ماگمایی پیشنهاد شده‌اند، نمونههای آتشفشانی و آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه در گسترة ترکیبی کمانهای ماگمایی نرمال جای میگیرند (شکل‌های 17- A و 17- B).
شکل 16- جایگاه زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) در نمودارهای پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984): A) Y+Nb دربرابر Rb؛ B) Y دربرابر Nb؛ C) Ta+Yb دربرابر Rb؛ D) نمودار سه‌تایی Hf-Rb/30-3Ta (Harris et al., 1986) (نماد ها همانند شکل 10 هستند) (WPG: Within Plate Granite; ORG: Oceanic Ridge Granite; VAG: Volcanic Arc Granite; Syn-COLG: Syn- Collision Granite)
بررسی ویژگی‌های تکتونوماگمایی پهنة ایران‌مرکزی
کانسارهای آهن تیپ کایرونا بیشتر همراه با سنگ‌های آتشفشانی کالک‌آلکالن (ریولیت و داسیت) و سنگ‌های ساب ولکانیک دیده میشوند (Frietsch and Perdhal, 1995; Nystrom and Henriquez, 1995). این کانسارهای مگنتیت با Ti کم و مقدارهای متفاوتی از آپاتیت، اکتینولیت، مقدار کم سولفید و دگرسانی محلی سدیک دارند. جایگیری این تیپ کانسارها بیشتر در ارتباط با گسلهای ناحیهای است و در جایگاههای زمینشناسی متفاوتی مانند پشت کمان (Back-arcs)، ریفتهای درون قارهای (anorogenic) و پهنههای فرورانشی (Subduction zones) پدید می‌‌آیند (Ramezani and Tucker, 2003). پراکندگی و رخداد کانهزایی آهن- آپاتیت در منطقة لکه‌سیاه نیز با سیستمهای گسلی کنترل شده است (Rostami and Tale Fazel, 2018).
شکل 17- نمودارهای نشان‌دهندة درجه تکامل کمانهای ماگمایی (Brown et al., 1984) برای سنگ میزبان کانسار آپاتیت و آهن در منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) نمودار Nb دربرابر Rb/Zr؛ B) نمودار Y دربرابر Rb/Zr
دربارة تکامل تکتونوماگمایی ایران مرکزی، به‌ویژه ناحیه بافق و کانسارهای همراه آن، الگوهای گوناگونی پیشنهاد شده است. الگوی ریفتزایی و کشش پوستهای الگوی تکتونوماگمایی عمومی است که مدتهاست برای ماگماتیسم در ایران مرکزی پیشنهاد شده است (Mohseni and Aftabi, 2007; Azaraein and Aftabi, 2003; Samani, 1988; Yaghubpur and Mehrabi, 1997; Beberian and King, 1981). این الگو بر این پایه استوار است که مراحل پایانی کوهزایی پانآفریکن در سپر عربی با جایگیری گرانیت‌های آلکالن نوع A و سنگ‌های آتشفشانی آلکالن پس از کوهزایی همراه بوده است (Nadimi, 2007; Omrani and Khabbaznia, 2003; Jackson et al., 1984). همچنین، Yaghubpur و Mehrabi (1997) جایگاه زمین‌ساختی درونقارهای را برای کانسارهای سرب و روی این منطقه پیشنهاد کرده‌اند. Talbot و Alavi (1996) الگوی ریفت نابالغ که پیامد بالاآمدگی گوشتة سست‌کره‌ای است را برای این منطقه پیشنهاد کرده‌اند. برپایة این الگو، پوستة قارهای اینفراکامبرین دچار کشش شده است؛ اما به مرحله تکامل ریفت بالغ نرسیده است. به باور Ramezani و Tucker (2003)، تودههای آذرین درونی و سنگ‌های آتشفشانی ریولیتی- داسیتی با سن کامبرین زیرین سرشت کالک‌آلکالن دارند و در مرز فعال قارهای پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، نمیتوان آنها را به ماگماتیسم آلکالنِ وابسته به ماگماتیسم درون صفحهای است نسبت داد.
داده‌های سنگ‌شناسی (مانند: بررسی‌های کانیشناسی، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی کالک‌آلکالن و سرشت کوهزایی) نشان‌دهندة جایگاه کمان ماگمایی برای پیدایش این سنگ‌ها در منطقة لکه‌سیاه هستند. گمان می‌رود این سنگ‌ها در پی فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی در زمان پیوستن به مرز شمالی گندوانا پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، جایگاه کمان ماگمایی برای آنها پیشنهاد میشود. بررسی‌های اخیر پیدایش یک پهنة کمان ماگماییِ در راستای مرز پروتوتتیس گنـدوانا را پیشنهاد کرده‌اند (Ramezani and Tacker, 2003). سنگ‌های آتشفشانی- آذرین درونی بخشی از کمربند تکتونوماگمایی کاشمر- کرمان هستند که بهصورت کمان آتشفشانی- آذرین درونی قارهای و در پی فرورانش اقیانوس پروتوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی پدید آمده‌اند. بیشتر کانسارهای اکسید آهن- آپاتیت گسترش زمانی متفاوتی در جایگاه مرزهای همگرا دارند (Williams et al., 2005). ترکیب دلایل کلیدی زمینشناسی (مانند: همراهی گسترده سنگ‌های آتشفشانی ریولیتی- داسیتی- آندزیتی و سنگ‌های آذرین درونی حدواسط با ترکیب مونزونیتی، وابستگی کالک‌آلکالن سنگ‌ها در ناحیه لکه‌سیاه) نشان می‌دهد کانهزایی آهن چه‌بسا در ارتباط با فرورانشِ پدیدآورندة کـمربند آتشفشـانی- آذرین درونی کاشـمر- کرمان روی داده باشد.
برداشت
در منطقة لکه‌سیاه رخنمونهای گسترده‌ای از سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری دیده میشوند که میزبان اصلی کانسار آهن± آپاتیت لکه‌سیاه هستند و بیشتر ترکیب ریولیتی، آندزیتی و داسیتی دارند. تودههای آذرین درونی در این منطقه رخنمونهای کمی دارند و ترکیب سنگ‌شناسی آنها دیوریتی و مونزونیتی است. بافت‌های پورفیری و گلومروپورفیری فراوان‌ترین بافت سنگ‌های آتشفشانی هستند. بافت دایکها و تودههای آذرین درونی نیز اینترگرانولار و گرانولار است. برپایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی، سنگ‌های این منطقه از سری ماگمایی کالک‌آلکالن هستند. در نمودارهای عنکبوتی و چندعنصری بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشته اولیه، سنگ‌های این منطقه غنیشدگی بیشتری از LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE نشان می‌دهند. این روند نشان‌دهندة سنگ‌های وابسته به کمانهای ماگمایی در پهنههای فروروانشی است. نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی نیز که برپایة اکسیدهای اصلی و عنصرهای کم تحرک و فرعی پیشنهاد شده‌اند محیط پیدایش این سنگ‌ها را کمان ماگمایی وابسته به پهنههای فروروانش نشان می‌دهند. برپایة بررسی سنگ‌های آتشفشانی و تودههای آذرین درونی و همچنین، وابستگی مکانی این سنگ‌ها، گمان می‌رود سریهای آتشفشانی و آذرین درونی از دیدگاه ماگمایی خاستگاه زمین‌ساختی مشابهی داشتهاند. همچنین، برپایة جایگاه جغرافیایی و زمینشناسی منطقة بررسی‌شده گمان می‌رود این مجموعه در پی فرورانش پوستة اقیانوسی پروتوتتیس و برخورد بخشهایی از ایران مرکزی با پیسنگ عربی پدید آمده باشد. برپایة الگوهای تکتونوماگمایی، صفحة ایران در پرکامبرین مرز فعال قارهای دانسته شده است که پیامد فرورانش پروتوتتیس به زیر لبة شمالی ابر قاره گندواناست. درنظرگرفتن جایگاه مرز فعال قارهای برای ایران مرکزی در زمان پرِکامبرین بالایی- کامبرین زیرین نیازمند جایگیری این خردقاره در لبة شمالی گندوانا و فرورانش پهنة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر آن است. گمان می‌رود سنگ میزبان و ذخیره آهن- آپاتیت لکه‌سیاه نخست در پهنة فرورانش از ماگمای نخستین مافیک تا الترامافیک سرچشمه گرفتهاند. سپس هنگام بالاآمدن و حرکت به‌سوی بالا، ماگما در پی اعمال نیروی شناوری (بویانسی) در طول مسیر خود دچار جدایش بلورین در بخش سیلیکاته شده است و در پایان، سنگ‌های آتشفشانی گوناگونی را به‌عنوان سنگ میزبان پدید آورده است. ویژگی‌های ایزوتوپی اکسیژن و هیدروژن کوارتز همراه با کانسنگ و محاسبه مقدار 18Oδ سیال در حال تعادل با آن نیز نشان می‌دهند سیال کانهزا در کانسار لکه‌سیاه نیز سیال ماگمایی بوده است. این سیال با کمی تأخیر و در پی همان فرایندهای جدایش بلورین و آغشتگی در سنگ میزبان تزریق شده است؛ ازاین‌رو، هر دو خاستگاه و رژیم زمین‌ساختی کمان ماگمایی داشتهاند.
)
