Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology-Faculty of Sciences-University of Birjand
2 Institute of earth sciences, Academia Sinica, Taipei, Taiwan
3 4Department of mining engineering, Faculty of civil , mining and chemistry, Birjand university of technology, Birjand, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
منطقة تیغناب در جنوبخاوری شهرستان سربیشه و جنوبباختری نقشة زمینشناسی 1:100000 ماهیرود (Guillou et al., 1981) میان طولهای جغرافیایی ''29 '31 °60 تا ''59 '37 °60 خاوری و عرضهای جغرافیایی ''34 '4 °32 تا ''18 '11 ° 32 شمالی، در استان خراسان جنوبی و در 104 کیلومتری جنوبخاوری سربیشه جای دارد. ماگماتیسم ائوسن- الیگوسن در خاور ایران (لوت- سیستان) سنگهای آتشفشانی، نهشتههای آذرآواری و تودههای آذرین درونی- نیمهعمیق را پدید آورده است (Pang et al., 2013) که در برخی مناطق، رخداد کانیسازی اسکارن را بهدنبال داشتهاند. نفوذ تودههای نیمهعمیق با ترکیب کوارتزدیوریتی درون سنگ آهک و ماسهسنگهای پالئوسن- ائوسن سنگهای دگرگونی و رخداد اسکارن در منطقة تیغناب را در پی داشته است. کانیسازی اسکارن وابسته به تودههای آذرین درونی- نیمهعمیق در منطقة جنوبخاوری سربیشه را برخی پژوهشگران مانند Yari (2014) در منطقة شمال کلاتهشب و Rasouli (2015) و همچنین، Nakhaei و Mohammadi (زیر چاپ) در منطقة تیغناب معرفی کردهاند. ازآنجاییکه کانیسازی اسکارن در منطقة تیغناب، ارتباط تنگاتنگی با تودههای نیمهعمیق دارد، این پژوهش با هدف برآورد دما و فشار تبلور و تعیین محیط زمینساختی پیدایش سنگهای کوارتزدیوریتی برپایة ترکیب شیمیایی کانیها و همچنین، بررسی ویژگیهای سنگنگاری، شیمی کانیها و تعیین شرایط فیزیکوشیمیایی پیدایش اسکارن وابسته انجام شد. شناسایی ویژگیهای کانیشناسی و جایگاه زمینساختی تودههای نیمهعمیق و شناخت کانیشناسی اسکارن منطقة تیغناب در زمینة اکتشاف مواد معدنی در خاور ایران اهمیت دارد.
زمینشناسی منطقه
منطقة بررسیشده در بخش خاوری زمیندرز سیستان (Tirrul et al., 1983)، در محدودة نقشة زمینشناسی100000/1 ماهیرود (Guillou et al., 1981) و نقشة زمینشناسی چهارگوش گزیک با مقیاس250000/1(Guillou et al., 1990) جای دارد. زمیندرز سیستان بقایایی از باریکهای اقیانوسی و یکی از سرشاخههای نئوتتیس شمرده شده است که پیش از 86 میلیون سال پیش بسته شده است (Zarrinkoub et al., 2012). این پهنه در پی برخورد دو بلوک لوت و افغان پدید آمده است و برپایة سنسنجیهای انجامشده، زمان بستهشدن آن را به کرتاسة بالایی مربوط میدانند (Bröcker et al., 2013). در بخش شمالی پهنة جوشخوردة سیستان، سنگهای آذرین درونی- نیمهعمیق ترشیاری با روند کلی شمال باختری- جنوبخاوری رخنمون دارند که واحدهای مجموعه افیولیتی را قطع کردهاند. این سنگها در بخش باختری نقشة زمینشناسی ماهیرود، بهصورت تودههای کوچک و بزرگ از جنوب بهسوی شمال در اطراف روستاهای تیغناب، درح، کلاته بالا و کلاته گاوآباد (گَوی) رخنمون دارند. شیلهای سبز، ماسهسنگ و توربیدایت متعلق به کرتاسة بالایی از کهنترین واحد سنگی در محدودة بررسیشده هستند (شکل 1). بیشتر تودههای کوارتزدیوریتی منطقة تیغناب ساختار گنبدی دارند و بهصورت تودههای جداگانه و گاه بههمپیوسته رخنمون دارند. جایگیری تودههای نیمهعمیق با مرز آشکار در نزدیکی ماسهسنگها و تزریق ماگما بهصورت دایک و سیل در امتداد لایهبندی آنها نشاندهندة جوانتربودن این تودهها نسبت به واحدهای رسوبی است. از ویژگیهای سنگهای حد واسط منطقة تیغناب، حضور بیگانهسنگهای سبز تیره با ترکیب آمفیبولیتی و مرز تند با سنگ میزبان است (Nakhaei and Mohammadi, in press). برونبومهای آمفیبولیتی را پیش از این Yousefzadeh و همکاران (2009) در سنگهای آتشفشانی ترشیاری شمال و باختر بیرجند، در خاور ایران شناسایی کردهاند. این پژوهشگران، برونبومهای یادشده را نشانة دگرگونی ناحیهای واحدهای بازیک مجموعه افیولیتی به آمفیبولیت در زمان جایگیری افیولیت خاور ایران در لبة پوستة قارهای میدانند. نفوذ تودههای نیمهعمیق با ترکیب کوارتزدیوریتی درون سنگ آهک و ماسهسنگهای پالئوسن- ائوسن پیدایش سنگهای دگرگونی مانند سنگهای سیلیسیشده (کوارتزیت)، مرمر و بهطور محلی، رخداد اسکارن در جنوب تا جنوبباختری روستای تیغناب را در پی داشته است (شکل 1). شواهد صحرایی و بررسی نمونههای دستی اسکارن نشاندهندة حضور گارنت فراوان، مالاکیت، مگنتیت، گوتیت و لیمونیت در محدودة کانیسازی هستند.
شکل 1- نقشه زمینشناسی منطقة تیغناب برپایة نقشة زمینشناسی 1:100000 ماهیرود (Guillou et al., 1981)، با اصلاحات (Nakhaei and Mohammadi, in press)
روش انجام پژوهش
این پژوهش برپایة بررسیهای صحرایی و آزمایشگاهی انجام شده است. پس از برداشتهای صحرایی و نمونهبرداری، شمار 70 مقطع نازک تهیه و بررسی دقیق سنگنگاری شدند. برای بررسی شیمی کانیها، مقاطع نازک صیقلی از نمونههای کوارتزدیوریت پورفیری و اسکارن تهیه و کانیهای برگزیدة آنها پس از انجام مراحل آمادهسازی، در انستیتو علومزمین آکادمیا سینیکا در شهر تایپه کشور تایوان تجزیه شدند. برای بررسی بافتهای ریزمقیاس و تهیة تصویرهای BSE از میکروسکوپ الکترونی روبشی مدل JEOL SEM JSM-6360LV بهره گرفته شد. شناسایی فازهای کانیها با کمک طیفسنج پراکنده انرژی (EDS: Oxford Instruments Ltd., Xmax-50 with INCA-350) مجهز به SEM در شرایط پرتوی 15 کیلوولت و 2/0 نانوآمپر انجام شد. بررسی ترکیب شیمیایی کانیهای پلاژیوکلاز و آمفیبول در کوارتزدیوریت پورفیری و گارنت، پیروکسن و کانی کدر در اسکارن با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل JEOL EPMA JXA با ولتاژ kV 15، جریان nA12 و قطر پرتوی 2 میکرون انجام شد. برای بررسیهای تکمیلی کانیشناسی، یک نمونه از اسکارن به روش پراش پرتوی ایکس تجزیة کانیشناسی شد. نمودارهای لازم برای شناسایی کانیها با نرمافزارهای Minpet و CorelDraw رسم شدند.
سنگنگاری
کوارتزدیوریت پورفیری: این سنگ در نمونة دستی به رنگ خاکستری روشن مایل به سبز است. فنوکریستهای پلاژیوکلاز آن همراه آمفیبول در زمینة ریزدانه شناسایی میشوند. بافت غالب در این سنگ، پورفیری با زمینة ریزدانه است (شکلهای 2- A و 2- B). بافت پوییکیلیتیک نیز در برخی نمونهها دیده میشود. کانیهای روشن شامل پلاژیوکلاز (45 تا 65 درصدحجمی) و کوارتز (5 تا 15 درصدحجمی) هستند که بهصورت فنوکریست و همچنین، بهصورت بلورهای ریز در زمینة سنگ حضور دارند. فنوکریستهای پلاژیوکلاز، بهصورت نیمهشکلدار (شکل 2- A) تا شکلدار و بیشکل هستند. برپایة زاویة خاموشی، پلاژیوکلازها از نوع آندزین تا الیگوکلاز با ماکل پلیسینتتیک و در برخی نمونهها با منطقهبندی و حاشیه واجذبی هستند. فنوکریستهای کوارتز بهصورت بلورهای نیمهشکلدار (شکل 2- A)، بیشکل و گردشده (شکل 2- B) و گاه با حاشیة خلیجی دیده میشوند. پیدایش حاشیههای گردشده و خلیجی در اطراف کانیها به پیدایش جریان همرفتی در آشیانة ماگمایی ناشی از تغذیه با ماگمای داغ مربوط میشود (Shcherbakov et al., 2011). هورنبلند که تنها کانی فرومنیزین است، بهصورت فنوکریستهای بیشکل تا نیمهشکلدار (شکلهای 2- A و 2- B) و گاه شکلدار دیده میشود. همچنین، هورنبلند در زمینة سنگ حضور دارد و 10 تا 25 درصدحجمی سنگ را فراگرفته است. کانی کدر (شکل 2- B)، زیرکن، اسفن و آپاتیت از سازندگان فرعی این سنگها هستند.
اسکارن: برپایة بررسیهای صحرایی و ویژگیهای کانیشناسی، اسکارن تیغناب به دو گروه دروناسکارن و بروناسکارن دستهبندی شد که در ادامه به شرح ویژگیهای هر یک از آنها پرداخته شده است:
دروناسکارن: دروناسکارن در بخش حاشیهای تودة نیمهژرف با گسترش بسیار محدود پدید آمده است. ترکیب سنگشناختی آن همانند کوارتزدیوریت پورفیری است و بافت آن پورفیری با زمینة ریزدانه و گاهی پوییکیلیتیک است. میزان فنوکریست نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی سنگ است که از این مقدار، نزدیک به 40 تا 45 درصدحجمی را پلاژیوکلاز، 5 تا 10 درصدحجمی را هورنبلند و 5 تا 10 درصدحجمی را کوارتز تشکیل داده است. فنوکریستهای پلاژیوکلاز به کانیهای رسی، سریسیت و اپیدوت (شکلهای 3- A و 3- B) دگرسان شده است. در برخی نمونهها، کانی پرهنیت نیز از دگرسانی پلاژیوکلازها پدید آمده است (شکل 3- C) که نشاندهندة رخداد دگرگونی درجة پایین است. فنوکریستهای نیمهشکلدار تا شکلدار هورنبلند در دروناسکارن با اپیدوت، کلریت، کربنات (شکل 3- D) و اکسید آهن جایگزین شده است. کوارتز بهصورت فنوکریستهای بیشکل، گاه گردشده و همچنین، بلورهای ریز در زمینة سنگ دیده میشود. کانی کدر، اسفن و آپاتیت از کانیهای فرعی این سنگ هستند.
شکل 2- ویژگیهای میکروسکوپی (در XPL) سنگهای نیمهعمیق تیغناب با بافت پورفیری با زمینة ریزدانه. A) فنوکریستهای پلاژیوکلاز نیمهشکلدار و دارای منطقهبندی؛ A، B) همراه فنوکریستهای بیشکل تا نیمهشکلدار هورنبلند و حضور کانی کدر (تصویر B) (نام اختصاری کانیها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از دروناسکارن تیغناب. A، B) تبدیل فنوکریستهای پلاژیوکلاز به اپیدوت؛ C) پیدایش کانیهای پرهنیت و اپیدوت از پلاژیوکلازها در اثر رخداد دگرگونی درجه پایین؛ D) تبدیل فنوکریستهای هورنبلند به کربنات و کلریت (نام اختصاری کانیها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)
بروناسکارن: بروناسکارن تیغناب در سنگهای رسوبی (ماسهسنگهای کربناته) میزبان تودههای نیمهژرف پدید آمده است. بافتهای رایج در بروناسکارن شامل گرانوبلاستیک و کاتاکلاستیک هستند. برپایة بررسیهای میکروسکوپی، گارنت، پیروکسن، کلسیت، کانی کدر، اپیدوت، کلریت وکوارتز از کانیهای سازندة بروناسکارن هستند. بروناسکارن تیغناب شامل اپیدوت اسکارن، گارنتاسکارن کلریتی و اپیدوتیشده و گارنتاسکارن پیروکسندار کلریتی و اپیدوتیشده هستند. کلسیت، کوارتز، اپیدوت، زوییزیت، کلریت و کانی کدر از کانیهای سازندة اپیدوتاسکارن هستند (شکل 4- A). نمونههای اسکارن برداشتشده از محل ترانشهها و مغزههای حفاری بهعلت حضور گارنت فراوان به رنگ قهوهای روشن دیده میشوند. افزونبر این، وجود مالاکیت، گوتیت و لیمونیت همراه گارنت در برخی نمونهها، زمینة سنگ به رنگهای سبز و زرد مایل به قهوهای در آورده است. گارنت فراوانترین کانی شناختهشده در مقاطع میکروسکوپی اسکارن تیغناب است که بهصورت بلورهای درشت نیمهشکلدار، بهطور عمده بیشکل و ایزوتروپ و همچنین، دانهریز و رگهای دیده میشود. گارنت از کانیهای اصلی در اسکارنهای کلسیک است که نقش مهمی در کنترل واکنشهای شیمیایی دارد (Einaudi et al., 1981). بافتهای غالب در اسکارن تیغناب، گرانوبلاستیک و پوییکیلوبلاستیک است؛ اما بافت کاتاکلستیک ناشی از عملکرد گسلهای فراوان نیز در منطقه دیده میشود. در برخی مقاطع نازک، بلورهای درشت گارنت بهصورت آنیزوتروپ با منطقهبندی نوسانی وجود دارند (شکلهای4- B و 4- C). وجود منطقهبندی بهعلت تغییر در ترکیب شیمیایی گارنت (محلولجامد گروسولار- آندرادیت) است. گارنت آندرادیت در اثر ترکیب کربناتکلسیم سنگهای کربناتی با سیلیس و اکسید آهن پدید میآید (Beane, 1983). بلورهای درشت گارنت در برخی نمونهها شکستگیهای فراوان دارند که با کربنات (شکل 4- C) و گاهی کلریت و اپیدوت (نتیجه رخداد دگرگونی پسرونده) پر شدهاند. در برخی نمونهها، شدت دگرسانی به اندازهای است که بخشهای کوچکی از گارنت بهصورت سالم و جزیرهای بهجا مانده است. کلینوپیروکسن به مقدار کم بهصورت بلورهای کمابیش ریز و بیشکل با بافت گرانوبلاستیک در همراهی با گارنت دیده میشود (شکل 4- D). این کانی در نور پلاریزه متقاطع به رنگهای نارنجی و قرمز- ارغوانی و در نور پلاریزه ساده بهصورت بیرنگ با برجستگی بالا، ویژگیهای نوری دیوپسید را نشان میدهد. حضور کانیهای بیآب مانند گارنت و کلینوپیروکسن در این اسکارن به مرحلة نخست دگرگونی (پیشرونده) مربوط است. پیدایش پیروکسن در اسکارن بررسیشده نشان میدهد دگرگونی تا حد رخسارة پیروکسنهورنفلس بوده است. درصد بالای گارنت نسبت به کلینوپیروکسن در نمونهها چهبسا نشاندهندة حالت اکسیدان تودههای نیمهژرف و سیالهای گرمابی پدیدآمده از آنها باشد (Meinert, 1997). کلسیت کانی دیگری است که هم بهصورت اولیه با رخهای لوزی و هم بهصورت بلورهای ریز در شکستگیها پدید آمده است. اپیدوت به مقدار چشمگیر و بهصورت بلورهای کمابیش ریز در میان گارنت و کربنات و همچنین، درون شکستگیهای گارنت دیده میشود. شواهد میکروسکوپی نشان میدهند اپیدوت بهازای گارنت و در نتیجة افزایش فوگاسیتة اکسیژن در مرحلة پسرونده پدید آمده است. همانگونهکه پیشتر گفته شد، کلریت نیز در بروناسکارن تیغناب بهصورت کانی ثانویه و از دگرسانی گارنت پدید آمده است (شکل 4- E). کوارتز بهصورت بلورهای بیشکل و با بافت گرانوبلاستیک رگه و رگچههایی را پدید آورده است. بررسی مقطعهای نازک صیقلی نشان داد مگنتیت کانه مهم سازندة بروناسکارن تیغناب (شکلهای 4- D و 4- F) است که بهصورت جانشینی در گارنت و در مرحلة دگرگونی پسرونده همراه کانیهای آبدار دما پایین (مانند: اپیدوت و کلریت) پدید آمده است. در برخی نمونهها، مگنتیت در محل شکستگیهای گارنت دیده میشود.
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از بروناسکارن تیغناب. A) حضور کانیهای کلسیت، اپیدوت، زوییزیت و کوارتز همراه کلریت و کانی کدر در اپیدوتاسکارن؛ B، C) حضور بلورهای گارنت بهصورت چندوجهی و دارای منطقهبندی در گارنتاسکارن. در تصویرC، شکستگیهای گارنت با کربنات پر شدهاند؛ D) حضور کلینوپیروکسن همراه بلورهای گارنت و کانی کدر در گارنتاسکارن پیروکسندار؛ E) پیدایش کلریت از دگرسانی گارنت؛ F) حضور مگنتیت بهعنوان کانة مهم (تصویرهای A تا D در XPL و تصویرهای E (در نور عبوری) و F (در نور انعکاسی) در PPL هستند) (نام اختصاری کانیها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)
افزونبر این، بررسیهای کانهنگاری نشان داد پیریت و هماتیت نیز همراه مگنتیت وجود دارند. پیریت بهصورت درهمرشدی و پراکنده در زمینة مگنتیت وجود دارد. همچنین، به حالت رگچهای، مگنتیت را قطع کرده است که نشاندهندة پیدایش پیریت پس از مگنتیت است. این کانی در برخی بخشها، از حاشیه با هماتیت جایگزین شده است. هماتیت محصول فرایندهای اکسیداسیون و دگرسانی پیریت و احتمالاً مگنتیت (مارتیتیشدن) است. در مرحلة دگرگونی پسرونده، کانیهای بیآب پدیدآمده در مرحلة پیشین، در پی ورود سیالهای گرمابی کم دما و فرایندهای آبگیری، کربنگیری و سولفیدیشدن، دگرسان شده و به مجموعهای از کانیهای سیلیکاته کلسیمی آبدار با کلسیم کمتر (اپیدوت)، کانیهای اکسیدی (مگنتیت و هماتیت) و سولفیدی (پیریت) تبدیل شدهاند.
ژیپس یکی از کانیهای دگرسانی مرحلة تأخیری در اسکارن تیغناب است که بلورهای ریز تا کمابیش درشت آن بهصورت رگه و رگچه، کانیسازیهای پیشین (مانند: گارنت و مگنتیت) را قطع کرده است (شکلهای 5- A تا 5- C). درون برخی شکستگیها، تجمعات چشمگیری از بلورهای کمابیش درشت ژیپس دیده میشوند که با بیرفرنژانس ضعیف و رنگ خاکستری مایل به سفید شناخته میشوند (شکل 5- D). برخی بلورهای درشت آن، دو سری رخ منشوری با زاویههای نزدیک به 40 (38 تا 42) و 140 (138 تا 142) درجه دارند.
شکل 5- A، B) حضور رگه و رگچههای ژیپس در نمونة دستی؛ C، D) تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از حضور ژیپس در بروناسکارن تیغناب که کانیهای گارنت و مگنتیت را قطع کرده است (نام اختصاری کانیها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)
شیمی کانیها
شیمی کانیهای کوارتزدیوریت پورفیری
پلاژیوکلاز: کانی پلاژیوکلاز در نزدیک به 50 نقطه تجزیه شد؛ اما بهعلت محدودیت در شمار صفحهها، از آوردن همة دادههای بهدستآمده خودداری شد. گزیدهای از دادههای تجزیة به روش ریزکاو الکترونی از کانی پلاژیوکلاز بههمراه محاسبه فرمول ساختاری آنها در جدول 1 آورده شدهاند. محتوای آنورتیت در پلاژیوکلازها برابربا 15 تا 45 درصدمولی و ترکیب آنها از آندزین تا الیگوکلاز متغیر است. مقدار ارتوز در ترکیب آنها ناچیز (6/0 تا 2درصد) است (جدول 1). در نمودار ارتوز- آلبیت- آنورتیت (شکل 6)، این پلاژیوکلازها در محدودة آندزین تا الیگوکلاز جای میگیرند.
جدول 1- دادههای شماری از نقاط تجزیه به روش ریزکاو الکترونی از پلاژیوکلاز در کوارتزدیوریت پورفیری منطقة تیغناب بههمراه فرمول ساختاری بهدستآمده برپایة 8 اتم اکسیژن
Sample No. |
NT12A-8 |
NT12A-9 |
NT12A-10 |
NT12A-11 |
NT12A-12 |
NT12A-13 |
NT12A-14 |
NT12A-15 |
SiO2 |
58.41 |
64.51 |
57.54 |
58.90 |
59.62 |
59.39 |
57.21 |
56.75 |
TiO2 |
0.02 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.03 |
0.05 |
Al2O3 |
26.11 |
21.60 |
26.37 |
25.91 |
25.29 |
25.47 |
27.20 |
27.18 |
Cr2O3 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
FeO |
0.19 |
0.09 |
0.14 |
0.09 |
0.09 |
0.15 |
0.14 |
0.17 |
MnO |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
0.00 |
MgO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
CaO |
7.81 |
3.11 |
8.18 |
7.65 |
7.27 |
7.46 |
8.90 |
9.21 |
Na2O |
6.92 |
9.76 |
6.83 |
6.91 |
7.37 |
7.07 |
6.27 |
6.28 |
K2O |
0.17 |
0.36 |
0.17 |
0.21 |
0.21 |
0.17 |
0.13 |
0.16 |
Total |
99.62 |
99.49 |
99.25 |
99.67 |
99.85 |
99.73 |
99.93 |
99.79 |
Si |
2.620 |
2.861 |
2.596 |
2.637 |
2.663 |
2.656 |
2.565 |
2.553 |
Ti |
0.001 |
0.002 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.001 |
0.002 |
Al |
1.380 |
1.129 |
1.402 |
1.367 |
1.331 |
1.342 |
1.437 |
1.441 |
Cr |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Fe2+ |
0.007 |
0.004 |
0.005 |
0.003 |
0.003 |
0.006 |
0.005 |
0.006 |
Mn |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.002 |
0.000 |
Mg |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Ca |
0.376 |
0.148 |
0.396 |
0.367 |
0.348 |
0.357 |
0.428 |
0.444 |
Na |
0.602 |
0.839 |
0.598 |
0.600 |
0.638 |
0.613 |
0.545 |
0.548 |
K |
0.010 |
0.021 |
0.010 |
0.012 |
0.012 |
0.010 |
0.007 |
0.009 |
Total |
4.995 |
5.003 |
5.007 |
4.986 |
4.996 |
4.984 |
4.991 |
5.003 |
Na/ (Na+K+Ca) |
0.610 |
0.833 |
0.596 |
0.613 |
0.639 |
0.625 |
0.556 |
0.547 |
K/ (Na+K+Ca) |
0.010 |
0.020 |
0.010 |
0.012 |
0.012 |
0.010 |
0.008 |
0.009 |
Ca/ (Na+K+Ca) |
0.381 |
0.147 |
0.394 |
0.375 |
0.349 |
0.365 |
0.436 |
0.444 |
جدول 1- ادامه
Sample No. |
NT12A-16 |
NT12A-17 |
NT12A-19 |
NT12A-24- rim |
NT12A-25 -core |
NT12A-29 |
NT12A-30 - rim |
NT12A- 31 -core |
NT12A-32 |
SiO2 |
59.79 |
57.99 |
57.80 |
60.53 |
58.53 |
59.44 |
57.55 |
57.73 |
58.96 |
TiO2 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.05 |
0.00 |
0.01 |
Al2O3 |
25.23 |
26.30 |
26.56 |
24.70 |
26.11 |
25.05 |
26.79 |
26.35 |
25.68 |
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
FeO |
0.13 |
0.14 |
0.14 |
0.20 |
0.08 |
0.16 |
0.15 |
0.16 |
0.04 |
MnO |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.04 |
0.03 |
MgO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
جدول 1- ادامه
Sample No. |
NT12A-16 |
NT12A-17 |
NT12A-19 |
NT12A-24- rim |
NT12A-25 -core |
NT12A-29 |
NT12A-30 - rim |
NT12A- 31 -core |
NT12A-32 |
CaO |
7.42 |
8.76 |
8.67 |
6.60 |
8.11 |
7.44 |
8.98 |
8.33 |
7.58 |
Na2O |
7.20 |
6.27 |
6.39 |
7.40 |
6.41 |
7.11 |
6.07 |
6.56 |
7.05 |
K2O |
0.18 |
0.14 |
0.15 |
0.21 |
0.18 |
0.15 |
0.09 |
0.11 |
0.16 |
Total |
99.95 |
99.63 |
99.75 |
99.65 |
99.43 |
99.39 |
99.69 |
99.28 |
99.51 |
Si |
2.667 |
2.604 |
2.594 |
2.701 |
2.626 |
2.667 |
2.583 |
2.601 |
2.643 |
Ti |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.002 |
0.000 |
0.000 |
Al |
1.327 |
1.392 |
1.405 |
1.299 |
1.380 |
1.324 |
1.417 |
1.399 |
1.357 |
Cr |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Fe2+ |
0.005 |
0.005 |
0.005 |
0.007 |
0.003 |
0.006 |
0.006 |
0.006 |
0.002 |
Mn |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.001 |
Mg |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
Ca |
0.354 |
0.421 |
0.417 |
0.316 |
0.390 |
0.358 |
0.432 |
0.402 |
0.364 |
Na |
0.622 |
0.546 |
0.556 |
0.640 |
0.558 |
0.619 |
0.528 |
0.573 |
0.613 |
K |
0.010 |
0.008 |
0.009 |
0.012 |
0.010 |
0.009 |
0.005 |
0.006 |
0.009 |
Total |
4.986 |
4.977 |
4.986 |
4.976 |
4.968 |
4.984 |
4.973 |
4.989 |
4.989 |
Na/ (Na+K+Ca) |
0.631 |
0.560 |
0.567 |
0.661 |
0.582 |
0.628 |
0.547 |
0.584 |
0.622 |
K/ (Na+K+Ca) |
0.010 |
0.008 |
0.009 |
0.013 |
0.011 |
0.009 |
0.006 |
0.006 |
0.009 |
Ca/ (Na+K+Ca) |
0.359 |
0.432 |
0.425 |
0.326 |
0.407 |
0.363 |
0.447 |
0.410 |
0.369 |
شکل 6- ترکیب پلاژیوکلازهای کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب در نمودار ارتوز- آلبیت- آنورتیت (Deer et al., 1991)
آمفیبول: بهعلت اهمیت آمفیبولها بهعنوان ثبتکنندههای شیمیایی متغیرهای دما و فشار، این کانی در یک نمونه از کوارتزدیوریت پورفیری منطقة تیغناب تجزیة نقطهای شد. به هنگام تجزیه تلاش شد آمفیبولهایی با ترکیب یکنواخت برگزیده شوند که منطقهبندی و حاشیة واکنشی ندارند و در تعادل با پلاژیوکلاز هستند. تصویرهای میکروسکوپ الکترونی از کانیهای پلاژیوکلاز و آمفیبول تجزیهشده در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب در شکل 7- A و نقاط آنالیز SEM شامل طیفهای شماره 1 تا 7 روی کانی آمفیبول و طیفهای شماره 13 تا 21 روی پلاژیوکلاز در شکل 7- B نشان داده شدهاند. نتایج شماری از نقاط تجزیة ریزکاو الکترونی از کانی آمفیبول در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب بههمراه محاسبه فرمول ساختاری آنها در جدول 2 آورده شدهاند. محاسبة فرمول ساختاری آمفیبولها برپایة 23 اتم اکسیژن انجام شده است.
شکل 7- تصویر الکترونی از: A) پلاژیوکلاز و آمفیبول همزیست؛ B) محل نقاط تجزیة SEM روی کانیهای پلاژیوکلاز و آمفیبول در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب
جدول 2- نتایج شماری از نقاط تجزیة ریزکاو الکترونیِ آمفیبولهای کوارتزدیوریت پورفیری منطقة تیغناب بههمراه فرمول ساختاری بهدستآمده برپایة 23 اتم اکسیژن
Sample No. |
NT12A- 1 |
NT12A- 3 |
NT12A- 4 |
NT12A- 5 |
NT12A- 20 |
NT12A- 21 |
NT12A- 22 |
NT12A- 23 |
NT12A- 120 |
SiO2 |
47.28 |
47.50 |
44.38 |
47.21 |
45.11 |
43.68 |
45.52 |
45.07 |
47.05 |
TiO2 |
0.75 |
0.69 |
0.78 |
0.53 |
0.67 |
1.49 |
0.73 |
0.83 |
0.60 |
Al2O3 |
9.05 |
8.81 |
11.61 |
8.72 |
11.25 |
12.76 |
10.75 |
11.65 |
8.67 |
Cr2O3 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.04 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
FeO |
13.22 |
13.32 |
14.85 |
14.56 |
15.28 |
12.56 |
14.96 |
15.15 |
14.65 |
MnO |
0.31 |
0.34 |
0.39 |
0.42 |
0.47 |
0.31 |
0.43 |
0.39 |
0.39 |
MgO |
14.54 |
14.89 |
12.51 |
13.53 |
12.54 |
12.76 |
12.71 |
12.97 |
13.02 |
CaO |
10.55 |
10.40 |
10.18 |
10.83 |
9.85 |
10.91 |
9.60 |
10.23 |
10.61 |
Na2O |
1.32 |
1.49 |
1.69 |
1.09 |
1.72 |
1.81 |
1.52 |
1.64 |
1.34 |
K2O |
0.15 |
0.14 |
0.30 |
0.20 |
0.26 |
0.29 |
0.29 |
0.29 |
0.18 |
Total |
97.17 |
97.57 |
96.68 |
97.15 |
97.15 |
96.60 |
96.51 |
98.25 |
96.52 |
Si |
6.718 |
6.710 |
6.407 |
6.772 |
6.462 |
6.333 |
6.534 |
6.383 |
6.817 |
Ti |
0.080 |
0.073 |
0.084 |
0.057 |
0.072 |
0.163 |
0.079 |
0.088 |
0.066 |
Al |
1.515 |
1.466 |
1.976 |
1.475 |
1.899 |
2.181 |
1.819 |
1.945 |
1.481 |
Cr |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.005 |
0.000 |
0.003 |
0.000 |
0.003 |
0.000 |
Fe3+ |
1.286 |
1.387 |
1.365 |
1.192 |
1.480 |
0.873 |
1.526 |
1.502 |
1.047 |
Fe2+ |
0.284 |
0.186 |
0.428 |
0.555 |
0.350 |
0.651 |
0.269 |
0.293 |
0.728 |
Mn |
0.037 |
0.041 |
0.048 |
0.051 |
0.057 |
0.038 |
0.052 |
0.047 |
0.048 |
Mg |
3.079 |
3.137 |
2.693 |
2.894 |
2.679 |
2.758 |
2.721 |
2.738 |
2.812 |
Ca |
1.607 |
1.574 |
1.574 |
1.665 |
1.512 |
1.695 |
1.476 |
1.552 |
1.647 |
Na |
0.363 |
0.407 |
0.473 |
0.303 |
0.479 |
0.508 |
0.423 |
0.449 |
0.378 |
K |
0.026 |
0.025 |
0.055 |
0.037 |
0.048 |
0.054 |
0.054 |
0.052 |
0.033 |
Total |
14.996 |
15.006 |
15.102 |
15.005 |
15.039 |
15.257 |
14.953 |
15.053 |
15.058 |
Mg/ (Mg+Fe2+) |
0.916 |
0.944 |
0.863 |
0.839 |
0.884 |
0.809 |
0.910 |
0.903 |
0.794 |
جدول 2- ادامه
Sample No. |
NT12A- 26 |
NT12A- 27 |
NT12A- 28 |
NT12A-42 |
NT12A- 43 |
NT12A- 44 |
NT12A- 45 |
NT12A- 56 |
NT12A- 57 |
SiO2 |
47.31 |
45.68 |
44.87 |
45.67 |
45.33 |
44.01 |
42.68 |
45.21 |
43.59 |
TiO2 |
0.78 |
1.19 |
1.54 |
1.47 |
1.45 |
0.72 |
1.14 |
0.71 |
0.74 |
Al2O3 |
8.56 |
10.02 |
11.26 |
10.36 |
11.40 |
12.12 |
13.02 |
11.06 |
12.25 |
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.13 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.03 |
0.01 |
0.04 |
FeO |
13.72 |
11.80 |
7.52 |
10.67 |
8.38 |
15.01 |
15.14 |
14.98 |
15.86 |
MnO |
0.37 |
0.26 |
0.08 |
0.22 |
0.09 |
0.34 |
0.44 |
0.42 |
0.44 |
MgO |
14.91 |
15.08 |
17.65 |
15.43 |
17.09 |
12.45 |
11.47 |
13.37 |
12.16 |
CaO |
10.07 |
11.15 |
11.50 |
10.63 |
10.99 |
10.66 |
10.41 |
10.30 |
10.40 |
Na2O |
1.35 |
1.54 |
2.29 |
1.62 |
2.03 |
1.62 |
1.97 |
1.55 |
1.55 |
K2O |
0.15 |
0.19 |
0.28 |
0.20 |
0.20 |
0.34 |
0.32 |
0.24 |
0.33 |
Total |
97.22 |
96.92 |
97.13 |
96.30 |
97.00 |
97.26 |
96.61 |
97.85 |
97.37 |
Si |
6.685 |
6.529 |
6.335 |
6.517 |
6.374 |
6.341 |
6.232 |
6.416 |
6.270 |
Ti |
0.083 |
0.128 |
0.164 |
0.158 |
0.154 |
0.078 |
0.125 |
0.076 |
0.080 |
Al |
1.426 |
1.688 |
1.873 |
1.742 |
1.890 |
2.059 |
2.240 |
1.851 |
2.076 |
Cr |
0.000 |
0.000 |
0.014 |
0.000 |
0.003 |
0.000 |
0.003 |
0.001 |
0.004 |
Fe3+ |
1.592 |
1.123 |
0.956 |
1.170 |
1.149 |
1.300 |
1.169 |
1.560 |
1.520 |
Fe2+ |
0.028 |
0.288 |
0.068 |
0.103 |
0.163 |
0.508 |
0.679 |
0.218 |
0.389 |
Mn |
0.044 |
0.032 |
0.010 |
0.026 |
0.010 |
0.042 |
0.055 |
0.051 |
0.053 |
Mg |
3.141 |
3.213 |
3.715 |
3.283 |
3.583 |
2.673 |
2.496 |
2.828 |
2.608 |
Ca |
1.525 |
1.707 |
1.740 |
1.626 |
1.656 |
1.645 |
1.628 |
1.566 |
1.603 |
Na |
0.369 |
0.428 |
0.627 |
0.449 |
0.553 |
0.452 |
0.557 |
0.428 |
0.433 |
K |
0.027 |
0.034 |
0.050 |
0.037 |
0.036 |
0.063 |
0.060 |
0.044 |
0.061 |
Total |
14.921 |
15.169 |
15.417 |
15.112 |
15.246 |
15.159 |
15.246 |
15.038 |
15.097 |
Mg/ (Mg+Fe2+) |
0.991 |
0.918 |
1.019 |
0.970 |
1.048 |
0.840 |
0.786 |
0.929 |
0.870 |
گسترة Si در آمفیبولها از 143/6 تا 780/7 اتم در واحد فرمولی و محتوای Na2O آنها برابربا 16/0 تا 45/2 درصدوزنی است. مقدار کلسیم در جایگاه B برابربا 48/1 تا 98/1 و میزان سدیم در جایگاه B کمتر از 5/0 است. بر این پایه، آمفیبولهای بررسیشده از نوع کلسیک هستند. برای نامگذاری آمفیبولها از نرمافزار MinPet 2.02 (Richard, 1995) و برای تفکیک آهن از محاسبات فرمول ساختاری برپایة روشهای Avg.15-NK و 13-CNK (Leake et al., 1997) بهره گرفته شد. این روش که در آن فرمول کانی برپایة فرمول بیشینه و کمینة Fe3+ بهنجار میشود، برای هورنبلند اشباع از کلسیم کاربرد است (Leake et al., 1997). بر این پایه، آمفیبولهای تجزیهشده در گسترة کلسیک (شکل 8- A) و بیشترشان از نوع مگنزیوهورنبلند هستند (شکل 8- B).
شکل 8- آمفیبولهای تجزیهشده در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب در: A) نمودار ردهبندی BCa+BNa دربرابر BNa؛ B) نمودار ردهبندی TSi دربرابر Mg/(Mg+Fe2+) (Leake et al., 1997)
دما- فشارسنجی
آمفیبولها که شاخص شرایط تبلور هستند، پتانسیل چشمگیری برای زمیندما- فشارسنجی دارند. بسیاری از دما- فشارسنجها برپایة میزان Al هورنبلند هستند، زیرا مقدار Al هورنبلند در گرانیتوییدهای کالکآلکالن بهطور خطی با فشار تغییر میکند و نشاندهندة ژرفای تبلور است (Helmy et al., 2004). Schmidt (1992) مقدار Al هورنبلند را در یک تونالیت طبیعی در شرایط اشباع از آب، در فشار 5/2 تا 13 کیلوبار و دمای 700- 655 درجة سانتیگراد به طریق تجربی محاسبه و رابطة زیر را بهدست آورده است:
P (±0.6 Kbar) =- 3.01 + 4.76 AlT
Vyhnal و همکاران (1991) ترکیب شیمیایی هورنبلندها در 15 توده گرانیتوییدی به سن کرتاسة پسین در آپالاش جنوبی را بررسی و رابطة زیر را برای محاسبة دمای مذاب آنها پیشنهاد کردهاند:
T (°C)= 25.3P + 654.9
در این پژوهش، برای بهدستآوردن فشار در هنگام تبلور کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب از رابطة پیشنهادیِ Schmidt (1992) برپایة Al کل هورنبلند و در بهدستآوردن دما از رابطة پیشنهادیِ Vyhnal و همکاران (1991) بهره گرفته شده است. بر این پایه، میانگین فشار حاکم در زمان تبلور هورنبلند در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب برابربا 27/5 کیلوبار (ژرفای نزدیک به 20 کیلومتر) و دما برابربا 788 درجة سانتیگراد بهدست آمدند. برای بررسی درستی نتایج دما و فشار بهدستآمده از نرمافزار APG2 (Sayari, 2016) برپایة مقادیر کاتیونهای مختلف در آمفیبول و همچنین، مقادیر Ab و An در پلاژیوکلازهای تجزیهشده بهره گرفته شد. این نرمافزار امکان انتخاب دما- فشارسنجهای گوناگون را دارد. نتایج دما و فشار بهدستآمده با نرمافزار یادشده و دما- فشارسنجهای مختلف در جدول 3 آورده شدهاند. میانگین فشار و دمای بهدستآمده از روشهای گوناگون بهترتیب نزدیک به 5 کیلوبار و 790 درجة سانتیگراد است که با نتایج بهدستآمدة فشارسنج و دماسنجهای پیشنهادیِ Schmidt (1992) و Vyhnal و همکاران (1991) همخوانی دارد.
جدول 3- نتایج بهدستآمده از دما- فشارسنجهای گوناگون در نرمافزار APG2 (Sayari, 2016)
Parameter |
Equation |
Hammarstrom and Zen (1986) |
Hollister et al. (1987) |
Schmidt (1992) |
P |
Holland and Blundy (1994) with or without Qz |
4.83 |
5.05 |
5.27 |
T |
Holland and Blundy (1994) with or without Qz |
769.62 |
770.71 |
771.80 |
P |
Blundy and Holland (1990) |
4.83 |
5.05 |
5.27 |
T |
Blundy and Holland (1990) |
765.41 |
762.01 |
758.64 |
P |
Ridolfi et al. (2010) |
4.83 |
5.05 |
5.27 |
T |
Ridolfi et al. (2010) |
849.23 |
849.23 |
849.23 |
برآورد فوگاسیتة اکسیژن
میزان فشاربخشی اکسیژن شاخص مهمی برای برآورد شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر تبلور تودههای آذرین درونی است. ترکیب شیمیایی و همراهی برخی کانیها برای بررسی شرایط پیدایش آنها مهم است. حضور مگنتیت، اسفن و کوارتز همراه آمفیبول در سنگهای نیمهژرف بررسیشده نشاندهندة بالابودن فوگاسیتة اکسیژن در ماگمای سازندة این سنگهاست (Wones, 1989; Helmy et al., 2004). مقدار فوگاسیتة اکسیژن برای سنگهای نیمهژرف تیغناب برپایة رابطة (Wones, 1989):
logƒO2=-30930/T+14.98+0.142(P-1)/T
(که در آن T دما برپایة کلوین و P فشار برپایة بار است) نزدیک به (bars) برابربا 50/13- بهدست آمد. این مقدار نشاندهندة شرایط اکسایش برای سنگهای نیمهژرف تیغناب است. برای بررسی بیشتر، فشاربخشی اکسیژن با کمک نرمافزار APG2 (Sayari, 2016) نیز بهدست آورده شد. برپایة دما- فشارسنجهای گوناگون، فشار میانگین نزدیک به (bars) 13- بهدست آمد که با نتایج محاسبات پیشین را تأیید میکند. این نتایج با حضور آمفیبولهای سرشار از منیزیم در سنگهای بررسیشده همخوانی دارد. مقدار فشاربخشی اکسیژن در یک ماگما به محیط زمینساختی پیدایش آن نیز بستگی دارد؛ بهگونهایکه ماگماهای پدیدآمده در مرز صفحههای همگرا فشاربخشی اکسیژن بیشتری دارند (Ewart, 1979). بالابودن فشاربخشی اکسیژن در سنگهای بررسیشده نشاندهندة ارتباط آنها با محیط فرورانش است.
محیط زمینساختی و خاستگاه ماگما
ترکیب شیمیایی آمفیبولها برای شماری از محیطهای درونصفحهای و فرورانش با هدف شناخت ویژگیهای محیطهای زمینشناسی مختلف بررسی شد. آمفیبولهای وابسته به فرورانش (Suprasubduction amphibole)، نسبت به آمفیبولهای درونصفحهای (Intraplate) Na2O و TiO2 کمتری دارند؛ هرچند که دو گروه یادشده همپوشانی چشمگیری دارند (Coltorti et al., 2007). محتوای Na2O و TiO2 در آمفیبولهای بررسیشده نشاندهندة ارتباط آنها با محیط زمینساختی فرورانشی است (شکل 9).
برپایة نمودار Al2O3 دربرابر TiO2، ترکیب آمفیبولهایِ کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب نشاندهندة خاستگاه گوشتهای و تأثیر مواد پوستهای در پیدایش آنهاست (شکل 10).
حضور فنوکریستهای پلاژیوکلاز با حاشیة واجذبی در سنگهای کوارتزدیوریتی بررسیشده که در بخش سنگنگاری از آنها یاد شد، نشاندهندة تغییر شرایط حاکم بر محیط ماگما مانند کاهش فشار در هنگام صعود و یا بهعلت تغییر ویژگیهای فیزیکی و شیمیایی ماگما در اثر آلودگی با مواد پوستهای در هنگام جایگیری در پوسته باشد (Ardila et al., 2019). دادههای عناصر کمیاب در ترکیب سنگ کل برای شناسایی فرایندهای تبلوربخشی و تبلور همراه با آلودگی و هضم بهکار برده میشوند (Dong et al., 2010). در نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، آنومالی منفی Ti از نشانههای مشارکت پوستة قارهای در تکامل سنگها است (Dai et al., 2011). کاهیدگی Ti در نمودار عنصرهای کمیاب سنگهای کوارتزدیوریتی تیغناب و همچنین، مقادیر بالای Rb، Th و K (Nakhaei and Mohammadi, in press) نشاندهندة نقش پوستة قارهای در تکامل آنهاست. نسبتLa/Nb سنگهای با خاستگاه گوشتهای به آلودگی پوستهای حساسیت نشان میدهد (Kheirkhah et al., 2015). این نسبت که برای سنگهای بررسیشده از 92/1تا2/4 در نوسان است (Nakhaei and Mohammadi, in press) نشاندهنده تبلوربخشی و آلودگی با مواد پوستهای است. Lu و Yb رفتار زمینشیمیایی مشابهی دارند. ازاینرو، نسبت Lu/Yb تحتتأثیر فرایندهای ذوببخشی یا تبلوربخشی قرار نمیگیرد (Dai et al., 2011). مذابهای برخاسته از گوشته نسبت Lu/Yb کم (میانگین: 15/0- 14/0) (Sun and McDonough, 1989) و مذابهای حاصل از پوستة قارهای نسبت Lu/Yb بیشتری (میانگین 18/0- 16/0) (Rudnick and Gao, 2014) دارند. این نسبت برای سنگهای کوارتزدیوریتی تیغناب برابربا 14/0تا 17/است و نشان میدهد ماگمای سازندة آنها خاستگاه گوشتهای داشته و دچار مقداری آلودگی با اجزای پوستهای شده است. بهطور کلی، آلودگی پوستهای ماگماهای برخاسته از گوشته، در هنگام صعود در پوستة قارهای و یا تکامل آنها در آشیانة ماگمایی پوستهای اجتنابناپذیر است (Castillo et al., 1999) و برای اثبات آن باید از دادههای ایزوتوپی (مانند: Sr- Nd- Pb) استفاده کرد.
شکل 9- تعیین جایگاه زمینساختی پیدایش آمفیبولهای بررسیشده در: A) نمودار Na2O دربرابر SiO2؛ B) نمودار TiO2 دربرابر SiO2 (Coltorti et al., 2007)
شکل 10- موقعیت هورنبلندهای بررسیشده در نمودار Al2O3 دربرابر TiO2 (Jiang and An, 1984; Zhang et al., 2014)
همانگونهکه پیشتر گفته شد، آمفیبولها در سنگهای نیمهژرف منطقة تیغناب از نوع هورنبلند سبز با محتوای منیزیم بالا هستند. میزان عدد منیزیم (Mg# = Mg/Mg + Fe) در هورنبلند شاخص مهمی برای شناخت خاستگاه و تکامل سنگهای میزبان است (Huaimin et al., 2006)؛ بهگونهایکه محتوای Mg# بیش از 7/0 نشاندهندة خاستگاه گوشتهای، Mg# برابربا 5/0 تا 7/0 نشاندهندة خاستگاه مختلط گوشته- پوسته و مقادیر کمتر از 5/0 نشانة خاستگاه پوستهای ماگما هستند (Xie and Zhang, 1990). برپایة دادههای جدول 2، مقدار عدد منیزیم برای نقاط تجزیهشده هورنبلند در سنگهای نیمهژرف تیغناب بیشتر از 7/0 است که خاستگاه گوشتهای ماگما را نشان میدهد.
شیمی کانیهای اسکارن
گارنتها: گارنت کانی رایج در طیف گستردهای از سنگهای آذرین- دگرگونی گوناگون شامل پریدوتیتهای گوشتهای، سنگهای دگرگونی و سنگهای آذرین پرآلومین است که برای تعیین رویدادهای دگرگونی- کانیزایی بهکار برده میشود (Cheng et al., 2018; Tian et al., 2019). گارنتهای گرمابی فرایند برهمکنش سیال- سنگ را ثبت میکنند و شرایط فیزیکوشیمیایی کانیسازی گرمابی شامل دمای سیال، فوگاسیتة اکسیژن، سرعت جریان سیال، pH و ترکیب شیمیایی را آشکار میکنند (Xiao et al., 2018; Tian et al., 2019). ازاینرو، کانی گارنت اطلاعات ژنتیکی مهمی دربارة تکامل سیال گرمابی و محیط پیدایش کانه بهدست میدهد. این امر سبب میشود شیمی گارنت ابزار کارامدی برای شناخت انواع مختلف کانیسازی اسکارن بهشمار رود.
در این پژوهش، نزدیک به 270 نقطه از گارنتهای ایزوتروپ و آنیزوتروپ در دو نمونه از اسکارن تیغناب (نمونههای NT5 و NT6) تجزیة ریزکاو الکترونی شدند که تنها گزیدهای از نتایج شامل 18 نقطه (9 نقطه از هر نمونه) در جدول 3 آورده شده است.
جدول 3- نتایج تجزیة ریزکاو الکترونی شماری از نقاط تجزیهشدة در گارنتهای دو نمونه از اسکارن منطقة تیغناب بههمراه محاسبة فرمول ساختاری برپایة 12 اتم اکسیژن
Sample No./Oxide |
NT5- G- 1 |
NT5- G- 2 |
NT5- G- 3 |
NT5- G- 4 |
NT5- G- 5 |
NT5- G- 6 |
NT5- G- 7 |
NT5- G- 8 |
NT5- G- 9 |
SiO2 |
36.66 |
36.05 |
36.56 |
35.75 |
36.34 |
36.26 |
36.12 |
36.29 |
36.09 |
TiO2 |
0.14 |
0.71 |
0.05 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Al2O3 |
5.61 |
5.39 |
0.26 |
1.54 |
0.36 |
0.52 |
0.11 |
0.59 |
0.21 |
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
FeO |
22.09 |
22.34 |
28.32 |
28.41 |
28.40 |
28.07 |
28.03 |
28.34 |
29.00 |
MnO |
0.34 |
0.33 |
0.13 |
0.16 |
0.20 |
0.25 |
0.22 |
0.21 |
0.28 |
MgO |
0.07 |
0.18 |
0.17 |
0.16 |
0.21 |
0.19 |
0.21 |
0.23 |
0.28 |
CaO |
34.79 |
34.76 |
33.87 |
33.82 |
34.25 |
33.97 |
34.42 |
34.20 |
33.57 |
Total |
99.71 |
99.75 |
99.35 |
99.89 |
99.77 |
99.26 |
99.12 |
99.87 |
99.43 |
Si |
2.947 |
2.951 |
3.008 |
2.944 |
2.976 |
2.983 |
3.002 |
2.967 |
2.996 |
Ti |
0.009 |
0.044 |
0.003 |
0.003 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Al |
0.531 |
0.520 |
0.025 |
0.150 |
0.035 |
0.050 |
0.011 |
0.057 |
0.020 |
Cr |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
Fe3+ |
1.557 |
1.491 |
1.953 |
1.956 |
2.013 |
1.984 |
1.983 |
2.009 |
1.988 |
Fe2+ |
0.072 |
0.098 |
0.005 |
0.068 |
0.068 |
0.052 |
0.054 |
0.072 |
0.044 |
Mn |
0.023 |
0.023 |
0.009 |
0.011 |
0.014 |
0.018 |
0.016 |
0.015 |
0.019 |
Mg |
0.008 |
0.021 |
0.021 |
0.020 |
0.025 |
0.023 |
0.026 |
0.028 |
0.035 |
Ca |
2.996 |
2.951 |
2.986 |
2.985 |
3.005 |
2.995 |
3.005 |
2.996 |
2.985 |
Total |
8.143 |
8.099 |
8.010 |
8.137 |
8.136 |
8.105 |
8.098 |
8.144 |
8.097 |
Almandine |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Spessartine |
0.80 |
0.80 |
0.30 |
0.40 |
0.50 |
0.60 |
0.50 |
0.50 |
0.60 |
Pyrope |
0.30 |
0.70 |
0.70 |
0.70 |
0.90 |
0.80 |
0.90 |
0.90 |
1.20 |
Grossular |
24.80 |
23.30 |
1.20 |
4.80 |
1.70 |
2.50 |
0.50 |
2.80 |
1.00 |
Andradite |
74.10 |
75.20 |
97.90 |
94.10 |
96.90 |
96.10 |
98.10 |
95.80 |
97.20 |
Uvarovite |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
جدول 3- ادامه
Sample No. /Oxide |
NT6- G- 1 |
NT6- G- 2 |
NT6- G- 3 |
NT6- G- 4 |
NT6- G- 5 |
NT6- G- 6 |
NT6- G- 7 |
NT6- G- 8 |
NT6- G- 9 |
SiO2 |
35.94 |
36.16 |
35.67 |
36.71 |
35.77 |
35.84 |
35.58 |
36.34 |
36.36 |
TiO2 |
0.10 |
0.08 |
0.06 |
0.14 |
0.05 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
Al2O3 |
3.94 |
4.42 |
3.27 |
6.28 |
0.37 |
0.12 |
0.09 |
0.44 |
0.25 |
Cr2O3 |
0.00 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
FeO |
23.96 |
23.80 |
24.74 |
20.56 |
27.66 |
28.52 |
27.92 |
28.25 |
28.22 |
MnO |
0.20 |
0.20 |
0.31 |
0.57 |
0.20 |
0.19 |
0.16 |
0.25 |
0.20 |
MgO |
0.09 |
0.06 |
0.05 |
0.00 |
0.18 |
0.22 |
0.26 |
0.21 |
0.25 |
CaO |
33.90 |
34.48 |
34.53 |
34.58 |
34.62 |
33.74 |
34.28 |
34.19 |
34.14 |
Total |
98.14 |
99.24 |
98.62 |
98.85 |
98.84 |
98.63 |
98.29 |
99.69 |
99.42 |
Si |
2.954 |
2.935 |
2.924 |
2.968 |
2.953 |
2.972 |
2.956 |
2.977 |
2.988 |
Ti |
0.006 |
0.005 |
0.004 |
0.009 |
0.003 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
Al |
0.381 |
0.422 |
0.316 |
0.599 |
0.036 |
0.012 |
0.009 |
0.043 |
0.024 |
Cr |
0.000 |
0.003 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Fe3+ |
1.698 |
1.696 |
1.828 |
1.448 |
1.846 |
2.044 |
2.027 |
2.003 |
2.000 |
Fe2+ |
0.051 |
0.060 |
0.062 |
0.058 |
0.063 |
0.066 |
0.069 |
0.068 |
0.061 |
Mn |
0.014 |
0.014 |
0.021 |
0.039 |
0.014 |
0.013 |
0.011 |
0.017 |
0.014 |
Mg |
0.011 |
0.008 |
0.006 |
0.000 |
0.022 |
0.027 |
0.032 |
0.026 |
0.030 |
Ca |
2.986 |
2.999 |
3.003 |
2.995 |
3.063 |
2.998 |
3.002 |
3.002 |
3.005 |
Total |
8.101 |
8.142 |
8.164 |
8.116 |
8.000 |
8.132 |
8.107 |
8.136 |
8.122 |
Almandine |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Spessartine |
0.50 |
0.50 |
0.70 |
1.30 |
0.50 |
0.40 |
0.40 |
0.60 |
0.50 |
Pyrope |
0.40 |
0.30 |
0.20 |
0.00 |
0.70 |
0.90 |
1.10 |
0.90 |
1.00 |
Grossular |
16.70 |
17.50 |
15.30 |
27.50 |
1.80 |
0.60 |
0.40 |
2.10 |
1.20 |
Andradite |
82.40 |
81.60 |
83.80 |
71.20 |
97.00 |
98.10 |
98.10 |
96.40 |
97.30 |
Uvarovite |
0.00 |
0.10 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
نمودار سهتایی Sps+Alm-Grs-And (Meinert, 1997) سهم چهار سازندههای پایانی فراوان گارنتهای گرمابی را نشان میدهد. این نمودارها یک خط مبنا برای ردهبندی ذخایر اسکارن گوناگون شامل اسکارنهای تنگستن، قلع، مولیبدن، طلا، روی، مس و آهن دارند. با وجود این، این نمودارها محدودیت مشخصی دارند؛ بهگونهایکه زیرگروههای انواع ذخایر اسکارن همپوشانی چشمگیری دارند. برای نمونه، محدودههای ذخایر اسکارن آهن و طلا همپوشانی نشان میدهند. بهطور مشابه، محدودة اسکارن مس با محدودة اسکارن مولیبدن همپوشانی بسیاری دارد. نتایج بررسیها نشان داد ترکیب شیمیایی گارنتهای بررسیشده در نمودارهای یادشده، از نوع محلولجامد آندرادیت- گروسولار (شکل 11) و در ردة گارنتهای کلسیمدار (کانی رایج اسکارنهای کلسیک) هستند. مقایسة ترکیب گارنتهای بررسیشده با گارنتهایِ اسکارنهای کلسیک جهان نشان داد این گارنتها در محدودة اسکارنهای آهندار قرار گرفتهاند (شکل 11). افزایش فوگاسیتة اکسیژن و حضور محلولهای با شوری بالا، شرایط را برای افزایش سازندههای پایانی آندرادیت در سری محلولجامد فراهم میکند (Deer et al., 1991). محتوای بسیار کم TiO2 در گارنتهای بررسیشده، نشاندهندة فعالیت بالای SiO2 هنگام پیدایش آنها و از ویژگیهای گارنتها در اسکارنها در مقایسه با گارنتهای آذرین است (Dingwell and Brearley, 1985; Mokhtari et al., 2019).
شکل 11- ترکیب گارنتهای اسکارن تیغناب در نمودار سهتایی Sps+Aml- Grs- And و مقایسه ترکیب شیمیایی آنها با کانهزایی اسکارنهای معدنی جهان (Meinert, 1992)
ترکیب گارنت و پیروکسن در اسکارنها اهمیت دارد؛ زیرا تغییرات ترکیبی آنها اطلاعات مهمی دربارة محیط پیدایش و ردهبندی انواع اسکارن بهدست میدهد (Meinert, 1992). گارنت سرشار از آلومینیم نشاندهندة دروناسکارن است؛ اما گارنت سرشار از کلسیم مانند آندرادیت در پی جانشینی سنگهای میزبان سرشار از کلسیم پدید میآید و شاخص بروناسکارن است (Murakami, 2005; Tiringa et al., 2020). گارنت آندرادیتی نشاندهندة محیطهای اکسیدان و گارنت گروسولار شاخصی برای شرایط احیایی است (Einaudi et al., 1981; Newberry, 1983; Zhang et al., 2019). به باور Ciobanu و Cook (2004) و Jamtveit (1991)، افزایش نسبتهای Adr/Grs از هسته بهسوی حاشیه در گارنتهای با منطقهبندی نوسانی، شاخصی از افزایش شرایط اکسیدان است. به باور Meinert و همکاران (2005)، در یک محیط اسکارنی اکسیدشده، فراوانی گارنت نسبت به پیروکسن بیشتر است. برپایة آنچه گفته شد، وجود آندرادیت و فراوانی بیشتر گارنت نسبت به پیروکسن در اسکارن بررسیشده نشاندهندة شرایط اکسیدان است. این یافته با نتایج بهدستآمده از بررسی شیمی کانی آمفیبول در کوارتزدیوریت پورفیری سازندة اسکارن تیغناب نیز همخوانی دارد.
همانگونهکه در بحث سنگنگاری گفته شد، وجود منطقهبندی نوسانی یکی از ویژگیهای گارنتهای آنیزوتروپ در اسکارن تیغناب است. تصویرهای BSE مربوط به موقعیت و شمارة نقاط تجزیهشده از حاشیه بهسوی مرکز (1 تا 15) و سپس از مرکز بهسوی حاشیه (16 تا 29) روی کانی گارنت و بررسی تغییرات ترکیبی این کانی (سهم آندرادیت و گروسولار) در شکل 12 نشان داده شدهاند. همانگونهکه در شکل 12- B دیده میشود، مقدار سازندة گروسولار در پروفیل ترکیبی رسمشده، روند کمابیش یکنواختی دارد؛ اما مقدار سازندة آندرادیت تغییرات اندکی را نشان میدهد. نتایج بهدستآمده از تجزیة ریزکاو الکترونی گارنتها نشان میدهند بلورهای گارنتی که زودتر پدید آمدهاند سازندة گروسولار بیشتری دارند و با پیشرفت واکنشهای دگرگونی و مصرف آلومینیم، ترکیب بلورهای گارنت در حاشیهها از آندرادیت (Fe) غنیتر میشود.
شکل 12- A) تصویر BSE مربوط به موقعیت و شماره نقاط تجزیهشده؛ B) بررسی تغییرات ترکیبی گارنت در یک نمونه از اسکارن تیغناب
منطقهبندی شیمیایی و شواهد بافتی که در بلورهای گارنت هنگام رویداد فرایندهای دگرگونی ثبت میشود، اطلاعات ارزشمندی دربارة تفسیر سرگذشت زمینساختی- دگرگونی مناطق دگرگونی و تأثیر فرایندهای رشد و سیالها هنگام دگرگونی بهدست میدهد. سازوکار پیدایش منطقهبندی نوسانی در گارنتهای گرمابی، تا کنون بهعنوان بحث باقی مانده است. برخی بررسیها منطقهبندی نوسانی را پیامد تغییرات در شرایط فیزیکوشیمیایی میدانند؛ اما برخی دیگر سازوکار مخصوص به خود را حمایت میکنند (Pollok et al., 2001). افزونبر این، ارتباط میان زمینشیمی گارنت و ذخایر اسکارن گوناگون هنوز بهخوبی روشن نشده است. منطقهبندی نوسانی در گارنتهای گرمابی رایج است (Shore and Fowler, 1996) و به دلایل زیر پدیدار میشود:
1- فرایندهای رشد درونی بلور که با فاکتورهای جنبشی مانند سرعت رشد بلور و میزان انتشار عنصرهای کلیدی در سیال، بدون هرگونه تأثیر بیرونی کنترل میشود (Wang and Merino, 1992)؛
2- تغییرات دورهای عوامل بیرونب مانند فشار- دما، فشاربخشی اکسیژن و شیمی سیال (Jamtveit et al., 1993).
تغییرات سازندة پایانی گروسولار در سیستمهای دگرگونی، در اثر عوامل ثانویه مانند درز و شکاف و یا پدیدة انتشار رخ میدهد؛ اما دربارة آندرادیت، عامل بیرونی مؤثر است. حضور سازندة آندرادیت و تغییرات آن در گارنتهای بررسیشده بهترتیب نشاندهندة بالابودن فوگاسیتة اکسیژن و تغییرات آن هنگام تبلور گارنت است. به گفتة دیگر، رشد بلورها در سیستم باز انجام شده است.
پیروکسن: پیروکسن از کانیهای سازندة اسکارن تیغناب است که در مرحلة پیشروندة اسکارنزایی پدید آمده است. هیچ نشانهای از تغییرات ترکیبی و منطقهبندی در بلورهای پیروکسن دیده نشده است. شماری از دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای کلینوپیروکسن با ریزکاو الکترونی در جدول 4 آورده شده است. برپایة این دادهها، کلینوپیروکسنهای بررسیشده نسبت Mg/(Mg+Fe) بالا (942/0 – 703/0) و ترکیب دیوپسیدی (Fs2.90-14.80-Wo48.90-50.70-En35.10-46.50) دارند. در نمودار Q-J (شکل 13- A)، پیروکسنهای بررسیشده در گسترة پیروکسنهای کلسیم- منیزیم- آهندار (Quad) و در نمودار سهتایی انستاتیت- ولاستونیت- فروسیلیت، در محدودة دیوپسید جای میگیرند (شکل 13- B). حضور پیروکسن سرشار از دیوپسید در کانیزایی آهن تیغناب نشاندهندة محیط اسکارن اکسیدشده است (Demir et al., 2017). برپایة ویژگیهای شیمیایی پیروکسن میتوان به نوع کانیسازی اسکارن پی برد (Nakano et al., 1991). نسبت Mn/Fe در پیروکسن برپایة نوع فلز متمرکز شده در اسکارن تغییر میکند بهگونهایکه در کانسارهای آهن- مس اسکارنی این نسبت کمتر از 1/0، در کانسارهای سرب و روی اسکارنی بیشتر از 2/0 و در کانسارهای تنگستن نزدیک به 15/0 است (Nakano et al., 1991). این نسبت در بلورهای کلینوپیروکسن اسکارن تیغناب ناچیز است (01/0 تا 07/0) و با کانسارهای اسکارن آهن- مس همخوانی دارد.
جدول 4- گزیدهای از نتایج تجزیة ریزکاو الکترونیِ کلینوپیروکسن و محاسبه سازندههای پایانی آن برپایة 6 اکسیژن
NT6- 27 |
NT6- 26 |
NT6- 12 |
NT6- 9 |
NT6- 8 |
NT6- 7 |
NT6- 6 |
NT6- 5 |
NT6- 3 |
NT6- 1 |
Sample No. |
53.35 |
53.90 |
53.95 |
54.46 |
54.74 |
54.36 |
53.74 |
53.92 |
54.71 |
52.90 |
SiO2 |
0.02 |
0.01 |
0.06 |
0.03 |
0.04 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
TiO2 |
0.23 |
0.63 |
0.33 |
0.22 |
0.29 |
0.36 |
0.21 |
0.18 |
0.12 |
0.66 |
Al2O3 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.05 |
0.00 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
Cr2O3 |
3.76 |
3.23 |
3.58 |
4.19 |
3.13 |
3.12 |
4.13 |
4.57 |
2.66 |
10.22 |
FeO |
0.19 |
0.11 |
0.06 |
0.18 |
0.14 |
0.14 |
0.23 |
0.28 |
0.24 |
0.19 |
MnO |
16.54 |
16.35 |
16.38 |
15.90 |
16.19 |
16.32 |
15.68 |
15.35 |
16.84 |
11.99 |
MgO |
25.11 |
24.87 |
25.37 |
24.72 |
25.71 |
25.39 |
25.20 |
24.93 |
24.90 |
23.81 |
CaO |
0.02 |
0.06 |
0.09 |
0.06 |
0.02 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.46 |
Na2O |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K2O |
99.24 |
99.17 |
99.82 |
99.82 |
100.26 |
99.80 |
99.20 |
99.24 |
99.51 |
100.22 |
Total |
1.966 |
1.985 |
1.976 |
2.003 |
1.998 |
1.992 |
1.990 |
2.001 |
2.006 |
1.984 |
Si |
0.001 |
0.000 |
0.002 |
0.001 |
0.001 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Ti |
0.010 |
0.027 |
0.014 |
0.009 |
0.012 |
0.015 |
0.009 |
0.008 |
0.005 |
0.029 |
Al |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
Cr |
0.060 |
0.005 |
0.037 |
0.013 |
0.010 |
0.002 |
0.011 |
0.010 |
0.012 |
0.037 |
Fe3+ |
0.056 |
0.094 |
0.072 |
0.142 |
0.106 |
0.094 |
0.117 |
0.152 |
0.100 |
0.284 |
Fe2+ |
0.006 |
0.003 |
0.002 |
0.006 |
0.004 |
0.004 |
0.007 |
0.009 |
0.007 |
0.006 |
Mn |
0.908 |
0.898 |
0.894 |
0.872 |
0.881 |
0.891 |
0.866 |
0.849 |
0.921 |
0.670 |
Mg |
0.991 |
0.982 |
0.996 |
0.974 |
1.006 |
0.997 |
1.000 |
0.991 |
0.978 |
0.957 |
Ca |
0.002 |
0.004 |
0.007 |
0.004 |
0.001 |
0.003 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.034 |
Na |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
K |
4.000 |
4.000 |
4.000 |
4.025 |
4.019 |
4.000 |
4.000 |
4.020 |
4.030 |
4.000 |
Total |
0.942 |
0.905 |
0.925 |
0.860 |
0.893 |
0.905 |
0.881 |
0.848 |
0.902 |
0.703 |
Mg/(Mg+Fe2+) |
0.465 |
0.455 |
0.456 |
0.438 |
0.442 |
0.450 |
0.437 |
0.426 |
0.461 |
0.351 |
Enstatite |
0.029 |
0.048 |
0.037 |
0.072 |
0.053 |
0.047 |
0.059 |
0.076 |
0.050 |
0.148 |
Ferrosilite |
0.507 |
0.497 |
0.507 |
0.490 |
0.505 |
0.503 |
0.504 |
0.497 |
0.489 |
0.501 |
Wollastonite |
شکل 13- ترکیب پیروکسنهای اسکارن تیغناب در: A) نمودار Q-J (Q=Ca+Mg+Fe2+; J=2Na)؛ B) نمودار سهتایی انستاتیت- ولاستونیت- فروسیلیت (Morimoto et al., 1988)
مگنتیت: نتایج تجزیة ریزکاو الکترونی مگنتیتهای بررسیشده در جدول 5 آورده شدهاند. مقدار FeO در ترکیب این کانی برابربا 57/88 تا 07/93 درصدوزنی است. همانگونهکه در بخش سنگنگاری بروناسکارن گفته شد، مگنتیت مهمترین کانة پدیدآمده در اسکارن تیغناب است که همراه با پیریت و هماتیت دیده میشود.
جدول 5- نتایج تجزیة ریزپردازشی کانی مگنتیت در اسکارن تیغناب
NT6- 24 |
NT6- 23 |
NT6- 21 |
NT6- 19 |
NT6- 17 |
NT6- 11 |
NT6- 10 |
Point No. |
0.24 |
1.53 |
0.41 |
0.60 |
0.05 |
0.17 |
0.52 |
SiO2 |
0.05 |
0.07 |
0.04 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.04 |
TiO2 |
0.09 |
0.11 |
0.06 |
0.10 |
0.08 |
0.10 |
0.15 |
Al2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Cr2O3 |
91.16 |
90.16 |
90.15 |
91.50 |
92.56 |
93.07 |
91.54 |
FeO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
0.00 |
0.00 |
MnO |
0.05 |
0.22 |
0.09 |
0.21 |
0.00 |
0.04 |
0.04 |
MgO |
0.04 |
0.29 |
0.04 |
0.14 |
0.00 |
0.01 |
0.08 |
CaO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
0.00 |
0.05 |
Na2O |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K2O |
91.62 |
92.38 |
90.78 |
92.57 |
92.81 |
93.39 |
92.42 |
Total |
جدول 5- ادامه
NT5- 27 |
NT5- 26 |
NT5- 24 |
NT5- 23 |
NT5- 22 |
NT5- 21 |
Point No. |
2.46 |
2.06 |
1.30 |
0.38 |
0.82 |
1.70 |
SiO2 |
0.04 |
0.05 |
0.07 |
0.07 |
0.08 |
0.02 |
TiO2 |
0.16 |
0.16 |
0.19 |
0.08 |
0.13 |
0.10 |
Al2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Cr2O3 |
88.85 |
88.57 |
89.93 |
90.85 |
90.39 |
88.70 |
FeO |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
MnO |
0.03 |
0.33 |
0.19 |
0.01 |
0.15 |
0.01 |
MgO |
0.10 |
0.23 |
0.35 |
0.21 |
0.17 |
0.04 |
CaO |
0.03 |
0.01 |
0.06 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
Na2O |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K2O |
91.68 |
91.42 |
92.09 |
91.59 |
91.73 |
90.57 |
Total |
شرایط فیزیکوشیمیایی پیدایش اسکارن
فرایند اسکارنزایی در منطقة بررسیشده، پس از رخداد دگرگونی همبری با هجوم سیالهای داغ جداشده از تودههای نیمهژرف درون سنگهای میزبان آغاز شده است. این سیالها دارای Fe، Si و Mg در شرایط اکسیدان هستند و سبب واکنشهای کربنزدایی و توسعة کالکسیلیکاتهای بیآب غنی از آهن (مانند: گارنت و پیروکسن) میشوند (Mokhtari et al., 2019). دادههای گوناگون نشان دادهاند XCO2 در سیالهای گرمابی گرفتار در برخی اسکارنهای کلسیک وابسته به تودههای پورفیری (بهعنوان سیستم باز) کم (1/0) است (Einaudi, 1982). افزونبر این، به باور Einaudi و همکاران (1981)، در بسیاری از اسکارنها، XCO2 از مقادیر اولیه 2/0 تا مقادیر تأخیری 05/0 متغیر است. در صورت وجود ولاستونیت، این مقادیر کمی بیشتر میشود. آندرادیت در شرایط XCO2 کمابیش کم پایدار است و با افزایش XCO2 به پیروکسن، کلسیت و مگنتیت تجزیه میشود (Uchida, 1983). بر این پایه، مقدار XCO2 برای اسکارن تیغناب کمتر از 2/0 برآورد میشود. آندرادیت محدودة پایداری گستردهای از دمای 400 تا 700 درجة سانتیگراد و logƒO2 از 15- تا 25- دارد (Einaudi, 1982; Taghipour et al., 2015). این کانی در دمای بالاتر از 700 درجة سانتیگراد با مجموعة ولاستونیت + مگنتیت و در دمای بالاتر از 550 درجة سانتیگراد (بسته به ƒO2) در حضور کوارتز، با مجموعة هدنبرژیت + ولاستونیت جایگزین میشود (Perkins et al., 1986). نبود ولاستونیت در اسکارن تیغناب نشان میدهد گارنت و کلینوپیروکسن در دمای کمتر از 550 درجة سانتیگراد در فشار سیال bar500 و 1/0= XCO2 با محلولهای متاسوماتیزهکننده متبلور شدهاند. جانشینی گارنتهای بررسیشده با مگنتیت و کلسیت نشاندهندة دمای نزدیک به 400 تا 450 درجة سانتیگراد برای این رخداد است (Perkins et al., 1986). وجود مرز بلوری مشخص میان گارنتها و پیروکسن و نبود جانشینی میان آنها نیز چهبسا نشاندهنده پیدایش آنها در بازة دمایی430 تا 550 درجة سانتیگراد و فوگاسیتة اکسیژن بیشتر از 26-10 است. به باور Chavideh و همکاران (2018)، پیدایش آندرادیت در اسکارنها همزمان با دورههای جوشش سیال گرمابی بوده است. این جوشش سبب اکسیداسیون سیال بجامانده، افزایش نسبت Fe3+/Al، افزایش ƒO2 و در نهایت، تمرکز بالای سازندة آندرادیت در محلولجامد گارنتها میشود.
به باور Einaudi و همکاران (1981)، اندازة بلورهای گارنت به میزان جریان سیال و شرایط تعادل میان جریان سیال و سنگ میزبان بستگی دارد. میزان بالای جریان سیال سبب فوقاشباعشدن از عناصری مانند Fe، Mg، Al و Ca میشود. در محیطهایی که سیال گرمابی ماگمایی در فاصلة دور نسبت به تودة آذرین جایگیر شود، حرکت سیال کمابیش محدود است و درجة فوقاشباعشدگی نیز محدود است. در این شرایط، رشد بلورها آهسته است و بلورهای ریزی پدید میآیند. حضور بلورهای درشت گارنت در اسکارن تیغناب میتواند به نزدیکی هالة اسکارنی به توده نیمهژرف و میزان بالای جریان سیال نسبت داده شود. در دمای کمتر از 430 درجة سانتیگراد، سیالهای با فوگاسیتة گوگرد نسبتاً بالا با تودة آذرین سازندة اسکارن در تعادل بودهاند؛ اما با آندرادیت در تعادل نیستند. در این صورت، با کاهش دما و افزایش ƒO2، گارنت به اجتماعات اپیدوت، کوارتز، کربنات، مگنتیت و پیریت تبدیل میشود. توسعة مجموعههای دگرسانی گرمابی کم دما مانند کلریت، هماتیت و کلسیت نشان میدهد سیالهای متاسوماتیسمکنندة تأخیری شرایط اکسیدان بالاتری داشتهاند. در دماهای نسبتاً کم (کمتر از 300 درجة سانتیگراد)، آبهای جوی درون سیستم اسکارن وارد شده و pH را کاهش و فعالیت سولفاتها را افزایش میدهند (Einaudi and Burt, 1982). همانگونهکه در بخش سنگنگاری بروناسکارن گفته شد، ژیپس یکی از کانیهای دگرسانی مرحلة تأخیری در اسکارن تیغناب است که بلورهای ریز تا نسبتاً درشت آن بهصورت رگه و رگچه، کانیسازیهای پیشین (مانند: گارنت و مگنتیت) را قطع کردهاند. برای اطمینان بیشتر دربارة حضور ژیپس در اسکارن تیغناب، پس از بررسی دقیق نمونههای دستی و بررسیهای سنگنگاری، یک نمونة اسکارن (نمونه NT6) انتخاب و به روش پراش پرتوی ایکس تجزیة کانیشناسی شد. همانگونهکه در شکل 14 دیده میشود، کانیهای سازندة نمونه شامل آندرادیت- گروسولار، کوارتز، مگنتیت، پیریت و ژیپس هستند که این نکته با نتایج بررسیهای سنگنگاری و کانهنگاری همخوانی دارد. حضور ژیپس در کنار کلسیت و هماتیت (که کانیسازیهای پیشین را قطع کرده است)، نشاندهندة نقش سیالهای تاخیری اکسیدانتر است که با سیستم اسکارن برهمکنش کرده است. وجود ژیپس و هماتیت در فازهای تاخیری دگرسانی چهبسا پیامد ورود محلی حجمهایی از سیال جوی درون سیستم در دمای کمتر از 150 درجة سانتیگراد باشد (McConnell et al., 1987; Hawkins et al., 2017). ازاینرو، پیدایش کانیهای سولفاته تنها در مراحل بسیار تاخیری (احتمالاً مرتبط با اکسیداسیون پیریت در هنگام دگرسانی) انجام میشود (Rye and Ohmoto, 1974; Hawkins et al., 2017). هماتیتیشدن مرحلة تأخیری در زمان مشابه پیدایش رگه- رگچههای ژیپس نشان میدهد سیستم پیدایش اسکارن بهسوی سیستم باز انتقال یافته است و سیالهای جوی با خاستگاه گرمابی کم دما (کمتر از 150 درجة سانتیگراد) به محیط دگرسانی وارد شده است (Hawkins et al., 2017).
شکل 14- نتیجه بهدستآمدة از پراش پرتوی ایکس یک نمونه از اسکارن تیغناب
برداشت
نفوذ تودههای نیمهژرف با ترکیب کوارتزدیوریتی، درون واحدهای رسوبی پالئوسن- ائوسن در منطقة تیغناب پیدایش اسکارن و کانیزایی آهن را در پی داشته است. محتوای Na2O و TiO2 کم در آمفیبولهای بررسیشده و همچنین، بالابودن نسبی گریزندگی اکسیژن برای سنگهای نیمهژرف تیغناب (نزدیک به bars50/13) شاهدی بر پیدایش آنها در محیط فرورانش است.
برپایة بررسیهای صحرایی و ویژگیهای کانیشناسی، اسکارن تیغناب به دو گروه دروناسکارن و بروناسکارن ردهبندی شد. بروناسکارن شامل اپیدوتاسکارن، گارنتاسکارن کلریتی و اپیدوتیشده و گارنتاسکارن پیروکسندار کلریتی و اپیدوتیشده است. حضور درشتبلورهای گارنت در اسکارن تیغناب به نزدیکی هالة اسکارنی به تودة نیمهژرف و میزان بالای جریان سیال نسبت داده میشود. محتوای کم TiO2 در گارنتهای بررسیشده، نشاندهندة فعالیت بالای SiO2 هنگام پیدایش آنها و از ویژگیهای گارنتهای موجود در اسکارنها در مقایسه با گارنتهای آذرین است. از ویژگیهای گارنتها در اسکارن تیغناب، وجود منطقهبندی نوسانی است. نتایج تجزیة ریزکاو الکترونی گارنتها نشان داد بلورهای گارنتی که زودتر پدید آمدهاند سازندة گروسولار بیشتری دارند و با پیشرفت واکنشهای دگرگونی، ترکیب بلورهای گارنت از آندرادیت غنیتر شده است. حضور گارنت نوع آندرادیت نشان میدهد مقدار XCO2 برای اسکارن تیغناب از 2/0 کمتر بوده است. وجود مرز بلوری مشخص میان گارنتها و پیروکسن و نبود جانشینی میان آنها نشاندهندة پیدایش آنها در بازة دمایی 430 تا 550 درجة سانتیگراد و فوگاسیتة اکسیژن بیشتر از 26-10 است. جانشینی گارنتهای بررسیشده با مگنتیت و کلسیت نشاندهندة دمای نزدیک به 400 تا 450 درجة سانتیگراد برای این رخداد است. حضور ژیپس در کنار کلسیت و هماتیت نشاندهندة نقش سیالهای تأخیری اکسیدانتر است که با سیستم اسکارن برهمکنش کردهاند. بررسی کانیشناسی به روش پراش پرتوی ایکس در یک نمونة اسکارن، حضور کانیهای آندرادیت- گروسولار، کوارتز، مگنتیت، پیریت و ژیپس را تأیید کرد که با نتایج بررسیهای سنگنگاری و کانهنگاری همخوانی دارد.