Document Type : Original Article
Authors
1 Associate Professor, Department of Geology, Payame Noor University, Tehran, Iran
2 Associate Professor, Department of Geology, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran
3 M.Sc., Department of Geology, Payame Noor University, Tehran, Iran
4 M.Sc., Department of Geology, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
منطقة اکتشافی دوروجین در جنوبباختری اردستان برونزد دارد و بخشی از پهنة ماگماتیسم ارومیه- دختر بهشمار میرود. با توجه به فعالیتهای پیاپی ماگمایی، بهویژه در دوران سوم و همچنین، پتانسیلهای معدنی آهن و مس، پژوهشگران بسیاری (Sadeghian and Ghaffary, 2011; Sadeghian et al., 2013; Salehi et al., 2017; Mohamadi et al., 2018; Alaminia et al., 2020) به ویژگیهای فلززایی منطقة اردستان بهویژه دربارة مباحث اکتشافی پرداختهاند. با توجه به اهمیت منطقة دوروجین از دیدگاه فلززایی، منطقة دوروجین برای بررسی بیشتر در این نوشتار برگزیده شد. واحدهای سنگی منطقة اکتشافی دوروجین شامل سنگهای آتشفشانی بازالت-آندزیت و ریولیت –داسیت با سن ائوسن میانی- بالایی هستند که بیشتر سنگهای آندزیتی تحتتأثیر شرایط دگرسانی بودهاند (Radfar, 1998). در سنگهای آندزیتی دوروجین کانیهای متفاوتی همانند اپیدوت، کلسیت، کلریت، تورمالین، تیتانیت پدید آمدهاند. از میان کانیهایی که در سنگهای آندزیتی حضور دارند، کانی تورمالین کانی سیلیکاته بوردار است که میتواند بهصورت کانی اصلی یا کانی فرعی در سنگ یافت شود. برای پیدایش کانی تورمالین نزدیک به ٣ درصدوزنی اکسید بور نیاز است. بور عنصری ناسازگار است که بهصورت سیال و با فراوانی خیلی کم در سنگهای پوسته و گوشته حضور دارد. بور مورد نیاز برای پیدایش کانی تورمالین بیشتر با فرایندهای ماگمایی و یا سیالهای مرتبط با فرایندهای ماگمایی است (Henry and Guidotti, 1985; Henry and Dutrow, 1996; Marschall et al., 2006; Collins, 2010). بهعلت پایداری تورمالین در بازة گستردهای از تغییرات دما، فشار و ترکیب شیمیایی پیچیده و متنوع، این کانی در بررسیهای سنگشناسی اهمیت ویژهای دارد (Manning, 1982; London and Manning, 1995; Henry and Dutrow, 2001; Henry et al., 2011). ازاینرو، در این مقاله، شیمی سنگکل سنگهای آتشفشانی، شرایط دگرسانی و شیمیکانیهای دگرسانی و شرایط پیدایش کانیهای اپیدوت، کلسیت، کلریت، تورمالین، آلبیت و تیتانیت در سنگهای آندزیتی منطقة دوروجین بحث و بررسی شده است.
زمینشناسی عمومی منطقة دوروجین
منطقة دوروجین در 23 کیلومتـری جنوبباختری اردسـتان و در محدودهای به مختـصات ″35 ´9 52° تا ″55 ´16 52° طول جغرافیایی خاوری و ″25 ´11 33° تا ″30 ´16 33° عرض جغرافیایی شمالی واقع شده است. این منطقه بخشی از پهنة ماگمایی ارومیه– دختر در باختر ایران مرکزی است که در نقشة زمینشناسی 100000/1 اردستان دانسته شده است (شکل 1).
پهنة ماگمایی ارومیه- دختر یا سهند- بزمان بهصورت پهنهای آتشفشانی در باختر و جنوبباختری ایران مرکزی و در شمال پهنة سنندج- سیرجان جای دارد. این پهنه به درازای نزدیک به 1700 کیلومتر و پهنای 150 - 100 کیلومتر، موازی منطقة روراندة زاگرس گسترش یافته است (Alavi, 1994). از دیدگاه سنگشناسی، این پهنه بیشتر دربردارندة سنگهای آتشفشانی و آذرآواری وابسته به آنها با سن ائوسن-الیگوسن است. مراحل مختلف فعالیت ماگمایی بسیار گستردة سنوزوییک در بخشهای مرکزی پهنة ارومیه- دختر در حوالی اردستان شامل پیدایش سنگهای آتشفشانی و درونی متعلق به ائوسن - الیگوسن است.
در منطقة بررسیشده، سنگهای آتشفشانی قدیمیتر از ائوسن دیده نمیشوند. این منطقه دربردارندة مجموعهای از سنگهای آندزیت، آندزیتبازالت خاکستری تیره، آندزیت پورفیری خاکستری مایل به قهوهای با فنوکریستهای پلاژیوکلاز همراه با سنگهای آتشفشانی اسیدی ریولیت، آندزیت و داسیت است که در میان آنها توف و ایگنمبریت نیز یافت میشود (شکل 2). رسوبهای کواترنری جوانترین واحد سنگی منطقه هستند. رسوبهای آبرفتی مانند رسوبهای سازند مخروط افکنهها، رودخانههای قدیمی و جدید و رسوبهای آبراهههای عهد حاضر در این منطقه به سن کواترنر هستند. دگرسانی پروپیلیتیک بهطور چشمگیر در منطقه دیده میشود. همچنین، سیلیسزایی در واحدهای سنگی منطقه بهصورت رگه – رگچهای دیده میشود. کانیهای تورمالین بهصورت نودول یا گرهکهایی در سنگهای آندزیتی دیده میشوند (شکل 2). این منطقه دچار شکستگیهای فراوانِ ناشی از حرکتهای زمینساختی شده است. نمود این حرکتهای زمینساختی که در پدیدآوردن دگرسانی و آنومالی معدنی منطقة مورد مطالعه تأثیر بهسزایی داشتهاند بهصورت گسلهایی تقریباً با روند شمالباختری- جنوبخاوری دیده میشود.
شکل 1- نقشة زمینشناسی منطقة دوروجین برگرفته از نقشة 100000/1 اردستان (Radfar, 1998).
شکل 2- نمایی از سنگهای آندزیتی به رنگ خاکستری روشن همراه با دگرسانی پروپیلیتیک در منطقة دوروجین. A) دید رو به جنوبباختری منطقه؛ B) دید رو به جنوبخاوری منطقه؛ C) تصویر ماکروسکوپی گرهک کانیهای تورمالین در سنگهای آندزیتی منطقة دوروجین.
روش انجام پژوهش
پس از انجام بررسیهای سنگنگاری با میکروسکوپ پلاریزان مدلOLAMPUS-BX41، برای بررسی زمینشیمی سنگ کل روی 8 نمونة بدون دگرسانی برگزیدهشده از منطقة دوروجین روشهای تجزیة XRF و ICP-MS (در آزمایشگاه XRF دانشگاه Naruto ژاپن) بهکار برده شدند. تجزیة عنصرهای کمیاب در آزمایشگاه ACME کانادا انجام شد (جدول 1). همچنین، برای بررسی شیمی کانیها، شمار 45 نقطه از کانیهای اپیدوت، تیتانیت و تورمالین از 2 گرهک تورمالین در آزمایشگاه کانیشناسی مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران، با دستگاه EPMA (مدل SX100 ساخت شرکت Cameca کشور فرانسه) و در ولتاژ شتابدهندة KV 15 و شدت جریان nA 20 تجزیة ریزکاو الکترونی شدند (بهعلت محدودبودن شمار صفحهها، تنها دادههای ریزکاوالکترونی 20 نقطه از کانیها در جدولهای 2 و 3 آورده شدهاند).
جدول 1- دادههای بهدستآمده از تجزیة سنگهای آتشفشانی منطقة دوروجین به روش XRF و ICP-MS.
|
Rock Type |
Volcanic basic rocks |
Volcanic felsic rocks |
||||||
|
Sample No. |
S13 |
S15 |
S17 |
S30 |
S44 |
S8 |
S36 |
S78 |
|
SiO2 |
58.82 |
52.86 |
51.42 |
52.38 |
50.22 |
66.75 |
67.19 |
74.06 |
|
TiO2 |
0.86 |
1.46 |
1.5 |
1.22 |
1.63 |
0.54 |
0.63 |
0.28 |
|
Al2O3 |
17.85 |
17.39 |
17.17 |
18.59 |
17.78 |
15.78 |
15.57 |
13.52 |
|
Fe2O3 |
7.25 |
9.9 |
11.6 |
10.04 |
11.77 |
5.54 |
4.73 |
2.6 |
|
MnO |
0.13 |
0.16 |
0.18 |
0.14 |
0.21 |
0.12 |
0.1 |
0.04 |
|
MgO |
2.58 |
4.33 |
6.57 |
3.38 |
4.02 |
0.63 |
1 |
0.6 |
|
CaO |
4.7 |
6.19 |
2.25 |
10.1 |
9.29 |
3 |
1.61 |
0.54 |
|
Na2O |
5.32 |
4.05 |
2.76 |
2.73 |
3.08 |
5.02 |
5.39 |
5.7 |
|
K2O |
2.25 |
3.2 |
6.04 |
1.14 |
1.61 |
2.4 |
3.63 |
2.6 |
|
P2O5 |
0.24 |
0.46 |
0.52 |
0.27 |
0.38 |
0.21 |
0.16 |
0.05 |
|
Total |
100.00 |
100.00 |
100.01 |
99.99 |
99.99 |
99.99 |
100.00 |
99.98 |
|
La |
14.1 |
23.2 |
21 |
14.5 |
18.7 |
6.2 |
22.8 |
22.8 |
|
Nd |
15.9 |
24.2 |
19.9 |
16.1 |
21.2 |
7.8 |
24.2 |
13.8 |
|
Gd |
4.9 |
6.7 |
5.2 |
5 |
6.7 |
3 |
7.1 |
2.9 |
|
Ho |
1.1 |
1.4 |
1 |
1 |
1.3 |
0.9 |
1.8 |
0.6 |
|
Yb |
2.6 |
3.2 |
2.4 |
2.1 |
3.1 |
2.9 |
4.8 |
1.8 |
|
Ce |
30 |
47.7 |
40.9 |
30.4 |
39 |
20 |
50.3 |
45.8 |
|
Sm |
3.9 |
5.6 |
4.4 |
3.9 |
5.1 |
2.1 |
5.5 |
2.6 |
|
Tb |
0.8 |
1.1 |
0.8 |
0.8 |
1 |
0.5 |
1.2 |
0.4 |
|
Er |
3.1 |
4 |
2.8 |
2.8 |
3.8 |
2.8 |
5.3 |
1.8 |
|
Lu |
0.4 |
0.5 |
0.4 |
0.3 |
0.5 |
0.5 |
0.8 |
0.3 |
|
Pr |
3.9 |
6.1 |
5.1 |
3.9 |
5.2 |
1.9 |
6.4 |
4.3 |
|
Eu |
1.24 |
1.69 |
1.66 |
1.39 |
1.63 |
0.71 |
1.58 |
0.48 |
|
Dy |
5.1 |
6.5 |
4.9 |
4.9 |
6.6 |
3.9 |
7.9 |
2.9 |
|
Tm |
0.5 |
0.6 |
0.4 |
0.4 |
0.5 |
0.5 |
0.8 |
0.3 |
|
Ba |
555 |
911 |
744 |
515 |
580 |
544 |
951 |
927 |
|
Y |
21.9 |
25.2 |
21.8 |
19.9 |
25.1 |
26.4 |
17.9 |
18 |
|
Th |
3.3 |
6 |
2.7 |
3.7 |
4.9 |
2.3 |
4.9 |
15.6 |
|
V |
88 |
144 |
79 |
108 |
218 |
14 |
15 |
24 |
|
Cs |
0.85 |
1.8 |
0.55 |
1.7 |
2.13 |
3.18 |
1.36 |
0.53 |
|
Co |
17.6 |
27.4 |
30.8 |
26.5 |
30.3 |
5.2 |
4.7 |
3.3 |
|
Rb |
53.4 |
55.1 |
38.5 |
25.4 |
53.9 |
25.6 |
50.5 |
34.2 |
|
Zr |
127.4 |
165.8 |
140.3 |
100.2 |
129.1 |
288.2 |
314.1 |
170.5 |
|
Pb |
22.7 |
9.7 |
5.4 |
4.5 |
13.9 |
6.5 |
9.3 |
11 |
|
Cu |
88.9 |
55.3 |
68.1 |
57 |
262 |
32.5 |
56.1 |
39.8 |
|
Sr |
478 |
512 |
498 |
448 |
469 |
163 |
383 |
175 |
|
Nb |
5.5 |
12.1 |
17.8 |
4.5 |
6.1 |
10.9 |
13.2 |
8.7 |
|
Hf |
2.4 |
1.3 |
0.4 |
0.9 |
2.6 |
5.8 |
5.2 |
1.5 |
|
Ta |
< 0.1 |
< 0.1 |
< 0.1 |
< 0.1 |
< 0.1 |
0.6 |
< 0.1 |
< 0.1 |
|
Ni |
6.8 |
27.5 |
44.8 |
24 |
15.8 |
1.2 |
1 |
3.1 |
|
U |
0.8 |
1.3 |
0.4 |
0.7 |
1 |
0.8 |
1.3 |
3.3 |
|
Ge |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
0.3 |
0.4 |
< 0.1 |
0.4 |
0.5 |
جدول 2- دادههای بهدستآمده (برپایة درصدوزنی) از تجزیة کانیهای اپیدوت (برپایة 8 کاتیون در فرمول ساختاری) و تیتانیت (برپایة 3 کاتیون در فرمول ساختاری) منطقة دوروجین به روش ریزکاوالکترونی.
|
Titanite |
Epidote |
Mineral Type |
|||||||||
|
Tit-4 |
Tit-3 |
Tit-2 |
Tit-1 |
Sample No. |
Ep-6 |
Ep-5 |
Ep-4 |
Ep-3 |
Ep-2 |
Ep-1 |
Sample No. |
|
30.22 |
30.52 |
30.18 |
30.02 |
SiO2 |
36.75 |
36.95 |
35.45 |
35.06 |
36.90 |
35.22 |
SiO2 |
|
38.45 |
39.10 |
37.96 |
38.30 |
TiO2 |
0.22 |
0.22 |
0.21 |
0.25 |
0.21 |
0.25 |
TiO2 |
|
1.90 |
1.70 |
1.66 |
1.80 |
Al2O3 |
24.06 |
23.10 |
26.18 |
26.23 |
25.02 |
26.12 |
Al2O3 |
|
0.19 |
0.12 |
0.18 |
0.23 |
FeO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
FeO |
|
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
MgO |
10.65 |
11.10 |
12.60 |
11.03 |
10.95 |
12.24 |
MgO |
|
26.65 |
27.14 |
27.01 |
26.82 |
CaO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
CaO |
|
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
Na2O |
25.07 |
22.96 |
23.10 |
22.90 |
24.51 |
23.45 |
Na2O |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
P2O5 |
96.78 |
94.35 |
97.61 |
95.52 |
97.62 |
97.65 |
Total |
|
97.44 |
98.59 |
97.01 |
97.26 |
Total |
2.940 |
3.043 |
2.920 |
2.837 |
2.926 |
2.909 |
Si |
|
1.005 |
1.004 |
1.009 |
1.002 |
Si |
0.013 |
0.013 |
0.013 |
0.015 |
0.013 |
0.015 |
Ti |
|
0.961 |
0.967 |
0.955 |
0.961 |
Ti |
0.060 |
0.000 |
0.080 |
0.163 |
0.074 |
0.091 |
Al (IV) |
|
0.074 |
0.066 |
0.065 |
0.071 |
Al |
2.209 |
2.242 |
2.326 |
2.339 |
2.264 |
2.315 |
Al (VI) |
|
0.005 |
0.003 |
0.005 |
0.006 |
Fe |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Cr |
|
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
Mg |
0.641 |
0.688 |
0.739 |
0.672 |
0.653 |
0.720 |
Fe3+ |
|
0.949 |
0.956 |
0.968 |
0.959 |
Ca |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Mg |
|
0.001 |
0.001 |
0.000 |
0.001 |
Na |
2.149 |
2.026 |
1.930 |
1.986 |
2.082 |
1.964 |
Ca |
|
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.002 |
P |
22.49 |
23.48 |
22.47 |
22.03 |
22.39 |
22.83 |
Ps |
جدول 3- دادههای بهدستآمده از تجزیة کانی تورمالین (برپایة درصدوزنی) منطقة دوروجین به روش ریزکاوالکترونی و فرمول ساختاری آنها (برپایة a.p.f.u.).
|
Sample No |
Tour-1 |
Tour-2 |
Tour-3 |
Tour-4 |
Tour-5 |
Tour-6 |
Tour-7 |
Tour-8 |
Tour-9 |
Tour-10 |
|
SiO2 |
36.85 |
36.40 |
36.33 |
36.41 |
36.20 |
37.01 |
36.45 |
36.87 |
37.20 |
36.06 |
|
TiO2 |
0.42 |
0.23 |
0.22 |
0.99 |
0.71 |
0.32 |
0.22 |
0.24 |
0.23 |
0.41 |
|
Al2O3 |
26.40 |
26.42 |
26.26 |
26.81 |
25.01 |
25.89 |
27.25 |
26.33 |
26.95 |
26.28 |
|
Fe2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
FeO |
10.88 |
11.65 |
11.10 |
10.04 |
11.52 |
10.87 |
10.36 |
11.02 |
10.45 |
11.03 |
|
MnO |
0.02 |
0.07 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.03 |
|
MgO |
8.02 |
8.02 |
8.06 |
8.63 |
8.86 |
8.33 |
8.24 |
8.34 |
8.09 |
8.61 |
|
CaO |
1.35 |
1.72 |
1.49 |
1.25 |
1.23 |
1.81 |
1.20 |
1.24 |
1.33 |
1.26 |
|
Na2O |
2.30 |
1.89 |
2.01 |
1.90 |
1.77 |
2.22 |
1.99 |
1.89 |
2.02 |
1.97 |
|
K2O |
0.02 |
0.04 |
0.00 |
0.04 |
0.05 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
|
H2O |
3.26 |
3.21 |
3.48 |
3.46 |
3.39 |
2.72 |
3.46 |
3.44 |
3.40 |
3.46 |
|
B2O3 |
10.35 |
10.32 |
10.28 |
10.43 |
10.31 |
10.34 |
10.39 |
10.39 |
10.22 |
10.36 |
|
Total |
99.88 |
99.98 |
99.23 |
99.98 |
99.06 |
99.54 |
99.59 |
99.80 |
99.93 |
99.50 |
|
Si |
6.186 |
6.103 |
6.141 |
6.066 |
6.098 |
6.218 |
6.096 |
6.163 |
6.204 |
6.049 |
|
Ti |
0.053 |
0.029 |
0.028 |
0.124 |
0.090 |
0.040 |
0.028 |
0.030 |
0.029 |
0.052 |
|
Al |
5.223 |
5.220 |
5.231 |
5.264 |
4.965 |
5.126 |
5.371 |
5.187 |
5.298 |
5.195 |
|
Fe (3+) |
0.292 |
0.329 |
0.330 |
0.319 |
0.626 |
0.288 |
0.288 |
0.397 |
0.231 |
0.474 |
|
Fe (2+) |
1.236 |
1.304 |
1.239 |
1.080 |
0.997 |
1.239 |
1.161 |
1.144 |
1.226 |
1.073 |
|
Mn (2+) |
0.003 |
0.010 |
0.000 |
0.003 |
0.000 |
0.001 |
0.003 |
0.001 |
0.000 |
0.004 |
|
Mg |
2.007 |
2.004 |
2.031 |
2.143 |
2.225 |
2.086 |
2.054 |
2.078 |
2.011 |
2.153 |
|
Ca |
0.243 |
0.309 |
0.270 |
0.223 |
0.222 |
0.326 |
0.215 |
0.222 |
0.238 |
0.226 |
|
Na |
0.749 |
0.614 |
0.659 |
0.614 |
0.578 |
0.723 |
0.645 |
0.613 |
0.653 |
0.641 |
|
K |
0.004 |
0.009 |
0.000 |
0.009 |
0.011 |
0.004 |
0.002 |
0.004 |
0.009 |
0.006 |
|
B |
3.003 |
3.014 |
3.012 |
3.015 |
3.033 |
2.999 |
3.016 |
3.019 |
3.005 |
3.026 |
|
Normalization |
15 cations (T+Z+Y) |
|||||||||
|
Total (Z+Y sites) |
8.814 |
8.897 |
8.859 |
8.934 |
8.902 |
8.782 |
8.904 |
8.837 |
8.796 |
8.951 |
|
Total (T+Z+Y sites) |
15.000 |
15.000 |
15.000 |
15.000 |
15.000 |
15.000 |
15.000 |
15.000 |
15.000 |
15.000 |
|
Total (T+Z+Y+X sites) |
15.996 |
15.932 |
15.929 |
15.845 |
15.811 |
16.053 |
15.862 |
15.839 |
15.899 |
15.874 |
|
R1 |
0.991 |
0.923 |
0.929 |
0.837 |
0.800 |
1.049 |
0.860 |
0.835 |
0.891 |
0.867 |
|
R2 |
3.537 |
3.648 |
3.600 |
3.545 |
3.848 |
3.615 |
3.506 |
3.620 |
3.469 |
3.704 |
|
R3 |
5.294 |
5.259 |
5.268 |
5.429 |
5.085 |
5.180 |
5.408 |
5.227 |
5.336 |
5.264 |
|
X Al (Al-in-R2) |
-0.520 |
-0.638 |
-0.591 |
-0.504 |
-0.818 |
-0.602 |
-0.497 |
-0.610 |
-0.460 |
-0.687 |
|
R* |
1.239 |
1.241 |
1.198 |
1.069 |
1.033 |
1.379 |
1.077 |
1.061 |
1.137 |
1.100 |
|
R2+ |
3.246 |
3.319 |
3.270 |
3.226 |
3.222 |
3.327 |
3.218 |
3.223 |
3.238 |
3.231 |
|
R3+ |
5.586 |
5.588 |
5.599 |
5.749 |
5.710 |
5.468 |
5.696 |
5.624 |
5.567 |
5.738 |
|
Fe (tot)/ (Fe (tot)+Mg) |
0.432 |
0.449 |
0.436 |
0.395 |
0.422 |
0.423 |
0.414 |
0.426 |
0.420 |
0.418 |
|
Na/ (Na+Ca) |
0.755 |
0.665 |
0.709 |
0.733 |
0.723 |
0.689 |
0.750 |
0.734 |
0.733 |
0.739 |
|
Al/ (Al+Fe (tot)+Mg) |
0.596 |
0.589 |
0.592 |
0.598 |
0.563 |
0.587 |
0.605 |
0.589 |
0.604 |
0.584 |
|
Ca/ (Ca+Fe (tot)+Mg) |
0.064 |
0.078 |
0.070 |
0.059 |
0.055 |
0.083 |
0.058 |
0.058 |
0.064 |
0.058 |
سنگنگاری سنگهای آتشفشانی منطقة دوروجین
در منطقة دوروجین، بیشتر سنگهای آتشفشانی سنوزوییک با ترکیب بازیک تا اسیدی و با فراوانی بیشترِ ترکیب حد واسط گسترش نشان میدهند. واحدهای گدازهای بیشتر بهصورت بازالت-آندزیت، آندزیت با بافت پورفیری و سنگهای ریولیتی با فراوانی کمتر دیده می شوند (شکلهای 3- A تا 3- F و 4- A و 4- F). کانیهای پورفیری در بازالتآندزیت و آندزیتها بهترتیب فراوانی شامل پلاژیوکلاز، آمفیبول و کوارتز با اندازة 2/0 تا 5/1 میلیمتر که در زمینة ریزبلوری از کانیهای پلاژیوکلا، کوارتز، ارتوز و آمفیبول دیده می شوند (شکلهای 3 و 4). فراوانی کوارتز در نمونههای بررسیشده متغیر است و بیشتر بافت موزاییکی با خاموشی موجی آنها در سنگهای ریولیتی دیده میشوند (شکل 4- E). پلاژیوکلاز با بافت پورفیری به رنگ سفید و شکلدار در زمینهای ریزبلور از کانیهای کوارتز، پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول دیده میشود (شکلهای 3- A تا 3- D). همچنین، بافتهـای بادامکی و جریانی با فراوانی متغیر از درشت بلورها در سنگهای آندزیتی شناسـایی میشود (شکل 3- E). پلاژیوکلاز که فراوانترین فنوکریست در مقطعهای میکروسکوپی است، بیشتر ماکل پلیسینتتیک و زونینگ نشان میدهد (شکلهای 3- B تا 3- D). در پی دگرسانی، پلاژیوکلازها بیشتر با سریسیت، کلسیت و اپیدوت جایگزین شدهاند (شکل 3- E). کانی پیروکسن بهصورت نیمهشکلدار، با رخ و رنگ تداخلی مشخص و بهصورت فنوکریست در زمینة بازالت-آندزیتها دیده میشود (شکلهای 3- A و 3- B).
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از سنگهای آتشفشانی منطقة دوروجین. A) سنگ بازالت-آندزیت با بافت پورفیری که شامل فنوکریستهای پلاژیوکلاز و پیروکسن در زمینة ریزبلور؛ B) سنگ بازالت-آندزیت با فنوکریستهای پلاژیوکلاز با ماکل پلیسینتتیک و زونینگ در مرکز تصویر با زمینة ریزبلور از بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز و پیروکسن؛ C) سنگ آندزیت با فنوکریستهای پلاژیوکلاز با ماکل پلیسینتتیک و زونینگ در مرکز تصویر با زمینة ریزبلور از بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز و آمفیبول؛ D) سنگ آندزیت با بلورهای فنوکریست آمفیبول و پلاژیوکلاز در زمینة ریزبلور؛ E) سنگ ریولیت با بافت حفرهای با زمینة ریزبلور که کانیهای ثانویه اپیدوت حفرهها را بهصورت بخشی یا کامل پر کردهاند؛ F) سنگ آندزیتی که پلاژیوکلازها در پی دگرسانی سرسیتی شدهاند و کانی آمفیبول آن در پی دگرسانی در حاشیه با اپیدوت جایگزین شده است.
آمفیبول در سنگهای آندزیتی و ریولیتی حضور دارد و در سنگهای دگرسانشده بیشتر با اپیدوت جایگزین شده است و تنها قالبی از آن بهجای مانده است. در برخی نمونههای بسیار ریز، آمفیبول چندرنگی سبز و آبی نشان میدهند که میتواند پیامد دگرسانی و افزایش سدیم در کانیهای آمفیبول باشد (شکل 3- F). رویدادهای زمینساختی خمیـدگی و همچنین، شکستگی ماکل پلاژیوکلازها را بهدنبال داشتهاند. سپس این شکسـتگیهـا با ورود سیالهای Ca و Fe دار با کـانیهـای ثانویهای مانند اپیـدوت، کلسـیت و هماتیـت پر شـدهاند. آمفیبول در مقاطع با زاویة خاموشی مایل، چندرنگی قوی و همچنین، داشتن رخ شناسایی میشوند (شکلهای 3- C، 3- D و 3- F). کانی تورمالین با برجستگی بالا، نداشتن رخ، خاموشی مستقیم و چندرنگی معکوس دیده میشود (شکلهای 4- C و 4- D). از دیگر کانیهای دیدهشده در مقاطع میتوان تیتانیت، کانیهای کدر و آلکالیفلدسپار را نام برد (شکل 4- E).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از سنگهای آتشفشانی ریولیتی منطقة دوروجین. A) رشد شانهای و شعاعی کانی اپیدوت در پی دگرسانی سنگهای آندزیتی؛ B) پیدایش کانی اپیدوت بهدنبال دگرسانی پلاژیوکلازهای کلسیک؛ C) کانی تورمالین به رنگ سبز تیره با زونینگ مشخص؛ D) تصویر کانی تورمالین همراه با پلاژیوکلازهای دگرسانشده؛ E) کانیهای کلسیت که از دگرسانی پلاژیوکلازها پدید آمدهاند؛ F) کانی تیتانیت با برجستگی بالا همراه با کانیهای پلاژیوکلاز و کوارتز.
کانیهای دگرسانی پروپیلیتیک در منطقة اکتشافی دوروجین
در ادامه برپایة بررسیهای صحرایی و سنگنگاری، کانیهای دگرسانی در واحدهای سنگی محدودة اکتشافی دوروجین پرداخته میشود که در پی صعود سیالهای ماگمایی حاصل از تودة آذرین درونی دوروجین با درجات ضعیف تا متوسطی پدید آمدهاند.
اپیـدوت: اپیدوت کانی کالکسیلیکاته در هالههای دگرسانی پروپیلیتیک بهشمار میرود و بهصورت تجمعات دانهای ریزبلور از محصولات دگرسانی گرمابی در محدودة اکتشافی دوروجین است. این کانی بهصورت پرکنندة فضای خالی و جانشینی دیده میشود و در دمای بالاتر از250 درجه سانتگراد و در حضور مقادیر فراوان CO2 پدید میآید (Pirajno, 2009). در محدودة دگرسانی دوروجین، اپیـدوت بیشترین فراوانی را دارد و با فراوانـی متفـاوت در بیشتر مقـاطع تهیهشده از سنگهای دگرسانشده دیـده مـیشـود. کـانیهای اپیدوت در مرکـز پلاژیوکلازها، که حاصل از فراوانی Ca در بخش مرکز بلورهای پلاژیوکلاز است و همچنین، بهصورت پراکنـده یـا تجمعـی در کنار پلاژیوکلازها و درون زمینة سنگ دیده میشوند (شکلهای 4- A و 4- B). محدودة پایداری کانی اپیدوت در بیشتر سیستمهای فعال 240-260 درجة سانتیگراد و pH های خنثی است (Bird and Sieler, 2004) (شکلهای 4- A و 4- B).
تورمالین: کانی تورمالین در نمونههای ماکروسکوپی به حالت گرهگهای کرویشکل به رنگ تیره دیده میشود (شکل 2- C). در منطقة دوروجین تورمالین بیشتر در سنگهای آندزیتی دیده میشود (شکل 4- C)، تجمع تورمالین به حالت گرهک است و در برخی نمونهها تورمالین منطقهبندی دارد (شکل 4- D).
کلسیت: کلسیت بههمراه کوارتز درون حفـرهها، درز و شکسـتگیهـای سنگ دیده میشود که نشانة تأثیر محلولهـای داغ و Ca دار روی این سنگهاست. حضور کلسیت در سامانههای گرمابی به غلظت بالای CO2 نسبت داده میشود (Pirajno, 2009). این کانی بهصورت جانشینی در پلاژیوکلاز، زمینة سنگ و پرکنندة فضای خالی و رگهها دیده میشود (شکل 4- E).
تیتانیت: کانی تیتانیت از کانیهای ثانویة دگرسانی در منطقة دوروجین است که در مقاطع میکروسکوپی با برجستگی بالا و به رنگ قهوهای خاکی و نیمهشکلدار دیده میشود (شکل 4- F). تیتانیت در محیطهای دگرسانی و بهطور ویژه در دگرسانیهای گرمابی هنگام دگرسانی فلدسپارها و بیوتیتها پدید میآید. محیط پیدایش تیتانیت نشاندهندة فعالیت بالای یون H+ و یون سولفات و دمای 340 درجه سانتیگراد است (Pirajno, 2009).
کلریت: کانی کلریت بیشتر حاصلِ تجزیة پلاژیوکلازهاست و در مقطعهای میکروسکوپی در مرکز پلاژیوکلازها دیده میشود؛ هرچند به میزان کمتر در زمینة سنگ نیز یافت میشود. در منطقة دوروجین، فراوانی کانی کلریت نسبت به اپیدوت و کلسیت کمتر است.
شیمیکانیها
شیمیکانی تورمالین: بهعلت پایداری کانی تورمالین در بازة گستردهای از تغییرات دما، فشار و ترکیب شیمیایی پیچیده و متنوع در بررسیهای سنگشناسی اهمیت ویژهای دارد. ازاینرو، در ادامه شیمیکانی تورمالین بررسی میشود. فرمول کانی تورمالینXY3Z6 (T6O18) (BO3)3V3W است (Hawthorne and Henry, 1999) که در آن جایگاههای مختلف عبارتند از:
X= (Ca, Na, K, vacancy)
Y= (Li, Mg, Fe2+, Mn2+, Al, Cr3+, V3+, Fe 3+, Ti4+)
Z= (Mg, Al, Fe3+, V3+, Cr3+)
T= (Si, Al, B)
V= (OH, O)
W= (OH, F, O)
فراوانی مقدار Li، B و F و نسبت ΣFe/Fe3+ را نمیتوان با دستگاه ریزکاوالکترونی اندازه گیری کرد. این نبود در فرمول شیمیایی تورمالین مشکل پدید میآورد و از اینرو، از روش پیشنهادی (Droop, 1987; Henry and Dutrow, 1996; Yavuz et al., 2014) برای جبران این نقص تجزیه بهره گرفته شد. در این روش فرض میشود که موقعیت تترائدر با Si پر میشود و میزان Fetotal بهصورت آهن دو ظرفیتی و میزان بور 3 اتم در هر واحد فرمولی فرض میشود. به عبارت دیگر، بهنجارسازی برپایة 5/24 اتم اکسیژن و T+Z+Y=15 انجام شده است.
برپایة بررسیهای میکروسکوپی، تورمالین در سنگهای آندزیتی منطقة دوروجین به حالت گرهکمانند دیده میشود. در ادامه نخست تورمالینهای منطقة دوروجین برپایة نمودارهای پیشنهادیِ پژوهشگران مختلف (Henry et al., 2011; Henry and Dutrow, 2001) نامگذاری میشوند؛ سپس واکنشهای جانشینی در تورمالینها را بررسی میشوند و در پایان خاستگاه تورمالینها برپایة شیمی آنها تعیین میشود.
تعیین نوع تورمالینها برپایة شیمی: نخست نوع تورمالینهای سنگهای آندزیتی منطقة دوروجین برپایة تغییرات عنصرهای Ca، Na1+(K1+) و Vacancy در موقعیت X در نمودار پیشنهادیِ Henry و همکاران (2011) مشخص میشوند. بیشتر تورمالینهای منطقة دوروجین در محدودة گروه آلکالن جای میگیرند و تنها 4 نمونه در محدودة گروه Vacancy X جای گرفتهاند (شکل 5- A).
برپایة تغییرات عنصرهای Fe و Mg در موقعیت Y و تغییرات عنصرهای Ca، Na(K) و Vacancy در موقعیت X، نوع تورمالینها برپایة نمودارهای دوتایی [Vacancy/(Vacancy+Na1++K1+)] دربرابر [Mg/(Mg+Fe)] و نمودار [Ca/(Ca+Na)] دربرابر [Fe/ (Fe+Mg)] شناسایی میشود (شکلهای 5- B و 5- C). همانگونهکه دیده میشود، در شکل 5- B بیشتر نمونههای تورمالینهای منطقة دوروجین در محدودة دراویت و چند نمونه در محدودة مگنزیوفوییتیت جایابی شدهاند. در شکل 5- C نیز تورمالینها در محدودة دراویت جای گرفتهاند. این موقعیتها در نمودارهای دوتایی نشان میدهند در موقعیت Y در ترکیب شیمیایی تورمالینهای منطقه، مقدار Mg در مقایسه با Fe بالاست (شکل 5). تورمالینهای غنی از منیزیم همراه با فرایند متاسوماتیسم پدید میآیند (Harraz and Elsharkawi, 2001; Yu and Jiang, 2003).
شکل 5- ترکیب شیمیکانیهای تورمالین منطقة دوروجین در: A) نمودار Ca2+-X-site Vacancy-Na1+(K1+) (Henry et al., 2011) که در محدودة تورمالینهای قلیایی جای گرفتهاند؛ B) نمودار دوتایی (Henry et al., 2011) در محدودة دراویت-مگنزیوفوییتیت جای گرفتهاند؛ C) نمودار دوتایی (Jiang et al., 1996) در محدودة دراویت جای گرفتهاند (نماد مربع سرخ و دایره سبز نشاندهندة تبلور دو کرهگ متفاوت تورمالین است).
بررسی واکنشهای جانشینی در تورمالینها: واکنشهای جانشینی در ترکیب شیمیکانی تورمالین در موقعیتهای مختلف X، Y و Z روی میدهد. جانشینی عنصرها در موقعیتهای مختلف به شرایط پیدایش تورمالین بستگی دارد. انواع جانشینیها شامل جانشینیهای همظرفیتی همانند جایگزینیFe و Mg در موقعیت Y و یا جانشینیهای چند ظرفیتی هستند که در موقعیتهای X و Z روی میدهند؛ برای نمونه، جایگزینی Ca-Mg و Na-Al. در نمودارهای مختلف جانشینی عنصرها (شکل 6) با بررسی جانشینی عنصرها شرایط پیدایش تورمالینهای منطقة دوروجین مشخص شد.
در نمودار جانشینی نسبت R3 دربرابر R1+R2 تبادل اوویت با فرمول {Ca(Fe,Mg)}{NaAl}-1، تبادل پروتونزدایی با ترکیب النیت{Fe3+O}{Fe2+OH}-1 و تبادل تهیشدگی از قلیایی بررسی میشود (Manning, 1982). در این نمودار، ترکیب شورل- دراویت با مقدار 4R1+R2= و 6R3= نزدیک به مرکز نمودار جای میگیرد. همانگونهکه در شکل 6- A نشان داده شده است، تورمالینهای منطقة دوروجین در بیرون محدودة تبادل تهیشدگی از قلیاییها و تبادل پروتونزدایی جای میگیرند و در بردار میان شورل- دروایت و با تمایل نسبی بهسوی تبادل اوویت جای میگیرند. بنابراین جایگاه X در این تورمالینها بیشتر با عنصرهای قلیایی بهویژه Na پر شده است و فاقد جایگاه خالی X هستند و جانشینی از نوع تهیشدن قلیاییها ندارند و بیشتر جانشینیها مربوط به جانشینی Ca-Mg و Na-Fe است.
برای بررسی وضعیت جانشینی در جایگاه Y موقعیت تورمالینهای منطقة دوروجین در نمودار Mg دربرابر Fetot بررسی شد (London and Manning, 1995). در نمودار Mg دربرابر Fetot جایگاه بالای خط 3Ʃ(Fe+Mg)= مولفة تبادلی پوندراویت یا فریشورل با فرمول FeAl-1 و اوویت است و جایگاه پایین خط 3Ʃ(Fe+Mg)= نشاندهندة جایگزینی Al در موقعیت Y است و هر چقدر مقدار (Ʃ(Fe+Mg کمتر باشد جانشینی Al در موقعیت Y بیشتر است (London and Manning, 1995). برپایة این نمودار تورمالینهای دوروجین در بالای خط جای میگیرند که نشاندهندة جانشینی کم Al در موقعیت Y است (شکل 6- B).
نمودار Ca نسبت به Na برای بررسی غنیشدگی تورمالینها از سدیم و کلسیم بهکار برده شده است (Henry and Dutrow, 1990). جایگزینیهای CaMg2□-1Al-2، CaMgO□-1Al-1(OH)-1، CaMg3OH-1□Al-3O-1 و □AlNa-1Mg-1 در تورمالینهای منطقة دوروجین دیده میشوند. با توجه به اینکه میزان کلسیم بیشتر از (apfu)2/0 است، بیشتر جایگزینیها با کلسیم است و در برخی نمونهها جایگزینی سدیم نیز دیده میشود (شکل 6- C). در نمونههای تورمالین دوروجین، میزان R2* (R2*=Fetot+Mg+Mn+Al in Y) بیشتر از 3 (apfu) نشاندهندة اینست که در موقعیت Y جای خالی وجود ندارد و بهطور کامل پر شده است (جدول 2).
شکل 6- موقعیت ترکیب شیمیکانیهای تورمالین در: A) نمودار دوتایی R1+R2 دربرابر R3 (Manning, 1982)؛ B) نمودار Fe دربرابر Mg (London and Manning, 1995)؛ C) نمودار Na دربرابر Ca (Henry and Dutrow, 1990) (نمادها همانند شکل 5).
تعیین خاستگاه تورمالینها: برای تعیین خاستگاه و خاستگاه تورمالینهای منطقة دوروجین نمودارهای سهتایی برپایة تغییرات عنصرهای Al، Fe، Mg و Ca بهکار برده میشوند. در این نمودارها تورمالینهای منطقة دوروجین در نمودار سهتایی Ca-Fetotal-Mg در محدودة 4 جای گرفتهاند که نشاندهندة خاستگاه متاپلیتهای فقیر از کلسیم و متاپسامیتها و سنگهای کوارتز تورمالین است. در نمودار سهتایی Al-Al50Fe50-Al50-Mg50 در محدودة 6 جای گرفتهاند که نشاندهندة خاستگاه سنگهای کوارتز تورمالینی غنی از آهن، متاپلیتها و سنگهای کالکسیلیکاته است (شکلهای 7- A و 7- B).
شکل 7- A) موقعیت ترکیب شیمی کانیهای تورمالین منطقة دوروجین در نمودار سهتایی Al50Fe-Al-Al50Mg (Henry and Guidotti, 1985) (1- گرانیتوییدهای غنی از Li و پگماتیت و آپلیتهای وابسته به آن؛ 2- گرانیتوییدهای فقیر از Li و پگماتیت و آپلیتهای وابسته به آن؛ 3-سنگهای کوارتز- تورمالینی غنی از Fe3+ (گرانیتهای گرمابی دگرسان)؛ 4- متاپلیتها و متاپسامیتهای همراه با یک فاز اشباع از Al؛ 5-متاپلیتها و متاپسامیتهای بدون فاز غنی از Al؛ 6-سنگهای کوارتز- تورمالینی غنی از Fe3+، سنگهای کالکسیلیکاته و متاپلیتها؛ 7-الترامافیکهای دگرگون شده با میزان Ca کم و متاسدیمنتهای غنی از Cr و V؛ 8-کربناتها و پیروکسینیتهای دگرگون شده)؛ B) موقعیت ترکیب شیمیکانیهای تورمالین منطقة دوروجین در نمودار سهتایی Ca-Fe (tot)-Mg (Henry and Guidotti, 1985) (1- گرانیتوییدهای غنی از Li و پگماتیت و آپلیتهای وابسته به آن؛ 2- گرانیتوییدهای فقیر از Li و پگماتیت و آپلیتهای وابسته به آن؛ 3- متاپلیتهای غنی ازCa، متاپسامیتها و سنگهای آهکی سیلیکاتی؛ 4-متاپلیتهای فقیر از Ca، متاپسامیتها و سنگهای کوارتز-تورمالینی؛ 5- کربناتهای دگرگونشده؛ 6- الترامافیکهای دگرگونشده) (نمادها همانند شکل 5).
شیمیکانی اپیدوت: کانی اپیدوت از کانیهای شاخص در دگرسانی پروپلیتیک منطقة دوروجین است. اپیدوت و کلینوزوییزیت از کانیهای معمول در دگرسانی و دگرگونیهای درجه پایین تا متوسط هستند. فرمول عمومی اپیدوت عبارت است از:
Ca2Al2 (Fe3+, Al)(SiO4)(Si2O7)O(OH)
فرمول ساختاری اپیدوت برپایة 5/12 اکسیژن و 8 کاتیون بهدست آمده است (جدول 3). ترکیب اپیدوتهای منطقة دوروجین در نمودار سهتایی Me2+=(Fe2++Mn2++Mg)-Fe3+-Al برگرفته از Kartashov (2014) در محدودة میان اپیدوت و کلینوزوییزیت جای میگیرند. کانی اپیدوت بهصورت اولیه یا در اثر فرایندهای دگرسانی پدید میآید. برای تعیین خاستگاه اپیدوتها برپایة ردهبندی Tulloch (1986) میزان درصد پیستاشیت (PS=100.Fe3+/(Fe3++Al)) بهدست آورده میشود. اگر میزان پیستاشیت از 0 تا 25 درصد باشد، اپیدوتها از دگرسانی پلاژیوکلازها پدید آمدهاند، اگر میزان پیستاشیت از 25 تا 29 درصد باشد اپیدوتها اولیه و ماگمایی هستند و اگر میزان پیستاشیت از 36 تا 48 درصد باشد از دگرسانی بیوتیت پدید آمدهاند.
میزان پیستاشیت اپیدوتهای منطقة دوروجین از 47/22 تا 48/23 است؛ ازاینرو، پیدایش اپیدوتها مربوط به سوسوریتیشدن پلاژیوکلازها و برپایة واکنش زیر انجام روی داده است:
2(NaAlSi3O8+CaAl2Si2O8)+2SiO2+Na++H2O=Ca2Al3Si3O12 (OH)+3NaAlSi3O8+H+
همچنین، درصد TiO2 در ترکیب شیمی اپیدوت خاستگاه آن را مشخص میکند. میزان TiO2 در اپیدوتهای ماگمایی برابربا 14/0 تا 16/0 درصدوزنی است و معمولاً از 2/0 درصدوزنی کمتر است (Evans and Vance, 1987). میزان TiO2 در اپیدوتهای منطقة دوروجین بیشتر از 2/0 درصد است که نشان میدهد خاستگاه اولیة ماگمایی ندارند و حاصلِ دگرسانی هستند (جدول 3).
شیمیکانی تیتانیت: فرمول عمومی تیتانیت CaTiSiO5 است؛ اما کاتیونهای دیگری مانند Fe و Al نیز در ساختار تیتانیت حضور دارند. خاستگاه تیتانیتها یعنی آذرین یا دگرگونیبودن آنها را میتوان برپایة میزان Fe و Al که جایگزین کلسیم و تیتانیم میشوند، تشخیص داد (Harlow et al., 2006; Osman and Maekawa, 2008). فرمول ساختاری تیتانیت برپایة 5 اکسیژن و 3 کاتیون بهدست آورده شده است (جدول 3). تغییرات Al2O3 و TiO2 نسبت به CaO در شکلهای 8- A و 8- B نمایش داده شده است (Xu et al., 2015). همة نمونههای منطقة دوروجین در محدودة تیتانیتهای حاصل از دگرسانی جای میگیرند. تیتانیتهای دگرسانی نسبت به تیتانیتهای ماگمایی مقدار Al2O3 و CaO کمتر و نسبت Fe2O3/Al2O3 بالاتری دارند (Xu et al., 2015). همچنین، برپایة نمودار Fe نسبت به Al ترکیب شیمیایی تیتانیت در محدودة تیتانیتهای دگرگونی جای میگیرد (شکل 8- C). ازاینرو، پیدایش تیتانیت در منطقة دوروجین پیامد فرایندهای دگرسانی است.
شکل 8- ترکیب تیتانیت در: A) نمودار تغییرات عنصر CaO دربرابر Al2O3 (Xu et al., 2015)؛ B) نمودار CaO دربرابر TiO2 (Xu et al., 2015)؛ C) نمودار Al دربرابر Fe (Kowallis et al., 1997)
شیمی سنگکل
دادههای بهدستآمده از تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی یا wt%)، عنصرهای فرعی و عنصرهای کمیاب (برپایة ppm) سنگهای آتشفشانی منطقة دوروجین در جدول 1 آورده شدهاند. برونزد واحدهای آتشفشانی اسیدی در منطقة دوروجین نسبت به مناطق مجاور کمتر است. بیشتر سنگهای آتشفشانی این منطقه سنگهای بازالت- آندزیتی یا آندزیتی هستند. ازاینرو، برای بررسی زمینشیمی سنگکل 5 نمونه از سنگهای بازالت-آندزیتی و 3 نمونه از سنگهای ریولیتی تجزیه شدند. برای نامگذاری و بررسی ویژگیهای زمینشیمی سنگها، افزونبر عنصرهای اصلی، عنصرهای کمتحرک فرعی و عنصرهای کمیاب نیز بهکار برده است. در نمودارهای نامگذاری TAS و Zr/TiO2-Nb/Y بهترتیب نمونههای سنگهای آتشفشانی بازیک در محدودة آلکالیبازالت، بازالتآندزیت، آندزیت، تراکیآندزیت و تراکیت جای گرفته و نمونههای سنگهای آتشفشانی اسیدی در محدودة ریولیت، ریوداسیت و تراکیآندزیت جای گرفتهاند (شکلهای 9- A و 9- B) و از دیدگاه درجة اشباع از آلومین، سنگهای آتشفشانی متاآلومین هستند (شکل 9- C).
شکل 9- نمایش نمونههای منطقة دوروجین در نمودارهای نامگذاری سنگهای آتشفشانی. A) نمودار دوتایی TAS؛ B) نمودار دوتایی Zr/TiO2 دربرابر Nb/Y؛ C) موقعیت نمونهها در نمودار شاخص درجه اشباع از آلومینیم (Shand, 1943) (¢: ریولیتی؛ ●: بازالت آندزیت و آندزیت).
از دیدگاه سری ماگمایی در نمودار AFM نمونهها بیشتر در محدودة کالکآلکالن و دو نمونه در مرز میان کالکآلکالن و تولهایتی جای گرفتهاند (شکل 10- A). محیط زمینساختی ماگمای سنگهای آتشفشانی منطقة دوروجین در نمودارهای سهتایی پیشنهادیِ Wood (1980) در محدودة بازالتهای مرتبط با پهنههای فرورانش جای گرفتهاند (شکلهای 10- B و 10- C).
شکل 10- A) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1977) برای تعیین سری ماگمایی؛ B) نمودار سهتایی Th-Hf/3-Nb/16 تعیین محیط زمینساختی (Wood, 1980)؛ C) نمودار سهتایی Th-Zr/117-Nb/16 تعیین محیط زمینساختی (Wood, 1980) (¢: ریولیتی؛ ●: بازالت آندزیت و آندزیت).
تغییرات عنصرها در نمودارهای هارکر در سنگهای آتشفشانی بازیک و اسیدی منطقة دوروجین با افزایش SiO2 بررسی شد. عنصرهای Na2O و K2O روند تغییرات افزایشی دارند؛ اما عنصرهای FeO، MgO، CaO و TiO2، MnO و P2O5 روند کاهشی نشان میدهند. عنصرهای HFSE در سنگهای بازیک تغییرات نسبتاً کمی نشان میدهند؛ اما در سنگهای اسیدی روند افزایشی دارند که با توجه به ناسازگاری این عنصرها قابل انتظار است. تغییرات عنصرهای REE رفتاری مشابه عنصرهای HFSE دارند؛ مگر Eu که روند کاهشی نشان میدهد. این روند کاهشی با تغییرات Sr هماهنگ است و در اثر تبلوربخشی فلدسپارها روی داده است (جدول 1). الگوهای بهنجارشدة عنصرها دربرابر ترکیب گوشتة اولیه غنیشدگی سنگهای بازیک از عنصرهای LILE را نشان میدهند. این ویژگی از ویژگیهای ماگماهای کالکآلکالن کمانهای آتشفشانی بهشمار میرود (Gill, 2010). ناهنجاری منفی Nb و Ti که پیامد تأثیر پوستة فرورونده بر منابع گوشته است نیز دیگر ویژگی پهنههای فرورانش است (Hawkesworth et al., 1999; Soesoo et al., 2006). در پهنههای فرورانش آنومالی منفی HFSEها معمولاً در ارتباط با انحلال کمتر این عنصرها در مقایسه با عنصرهای LILE و LREE در محلولهای آزادشده از صفحة فرورونده است (Tatsumi et al., 1998). غنیشدگی از عنصرهای LILE نسبت به عنصرهای HFSE، در ارتباط با حلالیت بالا و انتقال آسان این عنصرها توسط سیالهای آزادشده از پوستة فرورونده درون گوة گوشتهایِ کمانهای ماگمایی است (De lima and Nardi, 1998; Hawkesworth et al., 1999) (شکل 11- A). همچنین، در نمودار الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه برای سنگهای فلسیک، عنصرهای Ba، Rb و Th و در کل LILEها شدیداً غنیشدگی نشان میدهند. دربارة عنصرهای Nb و Ta و همچنین، Sr و Ti یک فروافتادگی دیده میشود که این چهبسا نشاندهندة ماگماهای فلسیک کالکآلکالن کمان آتشفشانی و یا خاستگاه پوستهای یا آلودگی ماگما با پوسته است (Gill, 2010) (شکل 11- A). الگوی عنصرهای REE بهنجارشده به ترکیب کندریت با آنومالی منفی Eu در این سنگها و غنیشدگی در عنصرهای خاکی کمیاب سبک شناخته میشود. تهیشدگی از Eu در پی جدایش پلاژیوکلاز در هنگام جدایش بلورین روی داده است و نشان میدهد فلدسپار در تحول ماگمای فلسیک فاز مهمی بوده است (Arslan et al., 2006). این غنیشدگی از LREE، تهیشدگی از HREE و تهیشدگی Eu نسبت به کندریت از ویژگیهای سنگهای کالکآلکالن آتشفشانهای حاشیة قارهها بهشمار میروند و در ماگماهای مرتبط با پهنههای فرورانش دیده میشود (Nagudi et al., 2003) (شکل 11- B).
شکل 11- سنگهای آتشفشانی منطقة دوروجین در: A) نمودار تغییرات عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به کندریت (Boynton, 1984) (¢: ریولیتی؛ ●: بازالت آندزیت و آندزیت).
بحث
در صحرا، در پی رخداد فرایند دگرسانی رنگ ظاهری سنگهای آتشفشانی منطقة دوروجین تغییر یافته است و بهصورت آمیزهای از رنگهای خاکستری، سبز، سفید تا کرم و قهوهای دیده میشوند. بیشتر تغییرات رنگی در سنگهای منطقة دوروجین سبز تا کرم رنگ است. دگرسانی پروپیلیتیک عموماً به رنگ سبز دیده میشود و ناشی از وجود کانیهای اپیدوت و کلریت است که در سنگهای منطقة دوروجین نیز دیده میشوند. دگرسانی پروپلیتیک در منطقه پیامد صعود سیالهای ماگمایی مرتبط با تودههای آذرین درونی دوروجین است. کانیهای دگرسانی پروپلیتیک در منطقه شامل اپیدوت و کلریت هستند که بههمراه مقادیر کمتری از کلینوزوییزیت، کلسیت، زوییزیت و آلبیت در دمای کم تا متوسط (℃ 350 – 200) واکنش سیال/سنگ پدید میآمدهاند. این سبک از دگرسانی گرایش دارد که ایزوشیمیایی باشد و در پاسخ به متاسوماتیسم H+ روی دهد (Guilbert and Park, 1997). در هنگام دگرسانی پروپیلیتیک مقدار چشمگیری Fe، H2O، H+، Ca، S، CO2، Mg به سیستم افزوده شده و مقداری SiO2، خارج میشود. با افزایش نسبت اکتیویتة Ca2+ به H+ در محلول کانی اپیدوت و با افزایش نسبت اکتیویتة Mg2+ به H+ کانی کلریت پدید خواهد آمد. با توجه به فراوانی میزان کانی اپیدوت در منطقة دوروجین بیشتر نسبت اکتیویتة Ca2+ به H+ افزایش یافته است (Guilbert and Park, 1997). کانیهای حاصل از دگرسانی در آندزیتهای منطقة دوروجین شامل کانیهای کوارتز، اپیدوت، کلریت، کلسیت، تورمالین، سرسیت، تیتانیت و آلبیت هستند. کانی کوارتز بیشتر بهصورت رگهای و در ارتباط با شکستگیها در منطقه دیده میشود. فرایند دگرسانی در سنگهای پلاژیوکلازدار باعث خروج Ca از ساختار این سنگها و پیدایش کانیهای Ca دار مانند اپیدوت شده است. حضور کانیهای اپیدوت، کلریت، کلسیت و سریسیت نشاندهندة رخداد دگرسانی پروپیلیتیک هستند که در اثر تأثیر محلولهای گرمابی با pH نزدیک به خنثی تا کمی اسیدی روی داده است (Simmons et al., 2005). همچنین، پدیدههای زمینساختی مانند شکستگیها و گسلها در گسترش مناطق دگرسانی در منطقة دوروجین نیز اهمیت دارند. برپایة بررسی ترکیب شیمیایی کانیهای تورمالین Al کمتر و کمبود کمتر در موقعیت X دارند (London and Manning, 1995; Trumbull and Chaussidon, 1999) که از ویژگیهای تورمالینهای گرمابی بهشمار میرود. همچنین، در نمودار جانشینی Fe-Mg (London and Manning, 1995) ترکیب تورمالینهای گرمابی به سمت بخش خارجی بردارها گرایش نشان میدهد و ترکیب تورمالینهای دوروجین مشابه ترکیب تورمالینهای گرمابی است؛ اما ترکیب تورمالینهای ماگمایی در طول و میان بردارهای تهیشده از قلیایی و پروتونزدایی جای گرفتهاند (شکل 6- A). با توجه به اینکه تورمالینهای دوروجین از نوع تورمالینهای آلکالن است این نوع تورمالینها در شرایط اسیدی و دمای کم پدید میآیند (Rosenberg and Foit, 1979; Collins, 2010). در منطقه مورد مطالعه نخست در پی دگرسانی، شستشوی اسیدی باعث خروج عنصرهای متحرک Fe، Mg، Na و K شده است. عنصرهای Al و Si در سنگهای بجامانده شرایط را برای پیدایش تورمالین و کوارتز فراهم کرده است. تورمالینیشدن در رخنمون سنگهای دگرسانشده در محدودة توده گرانیتی و با فاصله زیاد، نقش سیالهای برخاسته از تودة آذرین درونی در پیدایش تورمالین را نشان میدهد. وجود کلسیم در ترکیب تورمالینهای دوروجین نشاندهندة جانشینی Ca+Mg(O)=Na+Mg(OH)O در آنهاست. همچنین، جانشینی Fe و Mg باعث پیدایش تورمالینها با ترکیب دراویتی در منطقة دوروجین شده است. بالابودن Na در ترکیب تورمالینها نیز گویایی غنیبودن سیال گرمابی تورمالین از Na است. برپایة ردهبندی Collins (2010)، تورمالینهای منطقة دوروجین نسبت 6/0>FeO/FeO+MgO دارند و این نسبت در این ردهبندی نشاندهندة سیالی با خاستگاه خارجی بوردار و سیستم گرمابی در اطراف و در همبری خارجی تودة آذرین درونی است. همچنین، به باور Pirajno و Smithies (1992)، اگر تورمالینها در سیستم ماگمایی بسته بدون دخالت شارهها و آلایش با رسوبهای غنی از آلومینیم پدید آیند، نسبت FeO/FeO+MgO در تورمالینها بیشتر از 8/0 است؛ اما اگر این نسبت کمتر از 6/0 باشد گویای دگرنهادی بور با رسوبهای غنی از آلومینیم است و بور از خاستگاهی خارجی خاستگاه میگیرد. همچنین، نسبت FeO/FeO+MgO با دورشدن از تودة گرانیتی کوچکتر میشود؛ بهگونهایکه تورمالینهایی ماگمایی که نزدیک تودة آذرین درونی هستند نسبت 1 تا 8/0 دارند. هر اندازه تورمالین در شرایط دور از تودة آذرین درونی پدید آمده باشند این نسبت کاهش مییابد. برای سیستمهای رگهای (ماگمایی-گرمابی) که تا فاصله 1 کیلومتری تورمالینزایی دارند، نسبت FeO/FeO+MgO از 6/0 تا 8/0 متغیر است؛ اما تورمالینهای گرمابی در فاصلة بیشتر از یک کیلومتری توده پدید آمدهاند. نسبت FeO/FeO+MgO از 6/0 کمتر است. همانگونهکه در شکل 12 نمایش داده شده است، در همة تورمالینهای منطقة دوروجین نسبت FeO/FeO+MgO از 6/0 کمتر هستند و در فاصلة بیشتر از 1 کیلومتری توده جای میگیرند و خاستگاه گرمابی دارند. ترکیب شیمی تورمالینهای منطقة دوروجین در نمودارهای Henry و Guidotti (1985) (شکلهای 6- A و 6- B) روی خط دراویت-شورل با گرایش به سمت دارویت و در محدودةهای سنگهای کوارتز- تورمالینی غنی از Fe3+، سنگهای کالکسیلیکاته و متاپلیتها و متاپلیتهای فقیر از Ca، متاپسامیتها و سنگهای کوارتز-تورمالینی (محدودة 4 در شکل 7- A و محدودة 6 در شکل 7- B) جای میگیرد. ازآنجاییکه تورمالینهای وابسته به محیطهای دگرسانی ترکیب حد واسط میان دراویت و شورل دارند (Cavarretta and Puxeddu, 1990) (شکلهای 6- A و 6- B)، ترکیب تورمالینهای منطقة دوروجین هم مربوط به محیطهای دگرسانی است و همچنین، غنی بودن تورمالینها از دراویت مربوط به تأثیر سیالهای سازندة آنها از سنگهای دگرسانشده و ورود Mg از آنها به ترکیب تورمالین است (Pirajno and Smithies, 1992).
شکل 12- جایگاه ترکیب شیمیکانیهای تورمالین منطقة دوروجین در نمودار MgO دربرابر FeO/(FeO+MgO) (revised from Pirajno and Smithies, 1992) (نمادها همانند شکل 5).
کانی اپیدوت فراوانترین کانی در منطقة دوروجین است. میانگین میزان پیستاشیت در ترکیب شیمیکانی اپیدوت 61/22 درصدوزنی است. برپایة ردهبندی Tulloch (1986)، این میزان پیستاشیت پیامد سوسوریتیشدن پلاژیوکلازهاست که هنگام دگرسانی پدید آمدهاند. رفتار محلولهای گرمابی باعث میشود پلاژیوکلازهای غنی از کلسیم با آلبیت جایگزین شوند و کلسیم آزادشده در ساختار اپیدوت بهکار برده شود. نرخ اکسایش سنگها تأثیر چشمگیری روی ترکیب اپیدوت دارد (Armbruster et al., 2006). محدودة پایداری اپیدوت در بیشتر سیستمهای فعال 240-260 درجة سانتیگراد و در pH خنثی است. میزان TiO2 در ترکیب شیمی اپیدوتهای منطقة دوروجین از 2/0 درصدوزنی بیشتر است که این ویژگی نیز نشاندهندة پیدایش اپیدوت در شرایط دگرسانی است (Evans and Vance, 1987).
خاستگاه تیتانیتهای منطقة دوروجین برپایة میزان Fe و Al در ساختار تیتانیت که جایگزین کلسیم و تیتانیم میشوند (Harlow et al., 2006; Osman and Maekawa, 2008). همچنین، میزان کمتر CaO و Al2O3 از نوع دگرسانی است (Xu et al., 2015) و تیتانیتهای منطقة دوروجین در پی فرایند دگرسانی پدید آمدهاند. همبستگی میان نمودارهای هارکر در سنگهای اسیدی و بازیک نشان میدهد جدایش ماگمایی عامل اصلی پیدایش سنگهای آتشفشانی فلسیک منطقة دوروجین است. به باور Chappell و White (1988)، ماگماهای فلسیکی با 2/3 درصدوزنیNa2O>، احتمالاً حاصل تفریق از ماگمای بازیک اولیه هستند. میزان Na2O در نمونههای منطقة دوروجین 27/5 درصدوزنی است. همچنین، ویژگیهای سنگنگاری نمونههای فلسیک منطقه مورد مطالعه با وجود کانی آمفیبول و سودومورفهای آمفیبول در آنها نشاندهندة تفریق از ماگمای بازیک اولیه برای ماگمای مادر این نمونههاست (Chappell and White, 2001). میزان عنصرهای ناسازگار گروه HFSE مانند Nb، Zr و Hf در نمونههای فلسیک (با 67 درصدوزنی سیلیس) به حداکثر خود میرسد (جدول 1) که نشاندهندة تفریق از ماگماهای بازیک است. در نمودارهای هارکر عنصرهای کمیاب نمونههای فلسیک میزان تغییرات چشمگیر عنصرهای لیتوفیل Rb، Ba و Sr و نیز Eu از میان عنصرهای REE در این نمونهها نشاندهندة تبلور ارتوز با ضریب توزیع بالای Rb، Ba، K و نیز Eu است (Nono et al., 1994)، بنابراین جدایش ارتوز سبب کاهش این عنصرها میشود. الگوی عنصرهای بهنجارشده به ترکیب کندریت در سنگهای آتشفشانی بازیک و اسیدی عنصرهای LREE نسبت به HREE غنی شدهاند که با الگوی سری ماگمایی کالکآلکالن همخوانی دارند. محتوای بالای عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) در ماگمای اسیدی میتواند نشانهای از تمرکز فازهای سیال در ماگمای اسیدی، در هنگام جدایش ماگما باشد (Keppler, 1996; Kogiso et al., 1997). بهعلت تحرک زیاد LILE ها، رفتار این عنصرها تابعی از نحوة رفتار فاز سیال در پهنه فرورانش است.
برداشت
سنگهای آتشفشانی منطقة اکتشافی دوروجین در اثر تأثیر سیالهای حاصل از نفوذ تودة آذرین درونی دوروجین دگرسان شدهاند. دگرسانی غالب در این منطقه از نوع دگرسانی پروپیلیتیک است. برپایة ترکیب شیمیایی کانیها، کانی اپیدوت از سوسوریتیشدن پلاژیوکلازها پدید آمده است و تیتانیت هم حاصل دگرسانی است. همچنین، کانیهای تورمالین بهعلت داشتن منطقهبندی ظریف، پایینبودن مقدار Al، بالابودن میزان Mg، داشتن میزان 6/0 FeO/(FeO+MgO)<، کمبود کمتر در موقعیت X تمایل به بخش بیرونی بردارهای تهیشده از قلیاییها و پرتونزدایی مشابه ترکیب تورمالینهای گرمابی هستند. ترکیب تورمالینها وابسته به محیطهای دگرسانی است و ترکیب حد واسط میان دراویت و شورل با گرایش به سمت دراویت دارد. غنیبودن تورمالینها از دراویت مربوط به تأثیر سیالهای سازندة آنها از سنگهای دگرسانی و ورود Mg از آنها به ترکیب تورمالین است. کانیهای اصلی سنگهای آندزیتی منطقة دوروجین شامل پلاژیوکلاز، کوارتز، ارتوز و آمفیبول است و کانیهای حاصل از دگرسانی با در نظر گرفتن دما، ترکیب شیمی کانیها، سنگ اولیه و ترکیب محلول دگرسانی شامل اپیدوت، کلسیت، کلریت، آلبیت، تورمالین و تیتانیت است. برپایة زمینشیمی سنگ کل، سنگهای آتشفشانی منطقة دوروجین از ماگمای سری کالکآلکالن، متاآلومین، محیط زمینساختی فرورانشی همراه با غنیشدگی از عنصرهای لیتوفیل و تهیشدگی از عنصرهای گروه HFSE هستند که ویژگیهای گوة گوشته مناطق فرورانش را نشان میدهند. همچنین، برپایة تغییرات عنصرهای اصلی و HFSE نسبت به SiO2 ماگماهای اسیدی از تفریق ماگمای بازیک پدید آمدهاند. کاهش عنصرهای Fe، Al، Ca، Mg و Ti با افزایش مقدار Si، احتمالاً پیامد تبلوربخشی مجموعه کانیهای Cpx+Fld±Amp±Fe-Ti oxides است. الگوی عنصرهای بهنجارشده به ترکیب کندریت عنصرهای LREE نسبت به HREE غنی شدهاند که با الگوی سری ماگمایی کالکآلکالن همخوانی دارند.
سپاسگزاری
نگارندگان از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه پیامنور و دانشگاه تربیتمدرس برای پشتیبانیهای مالی در انجام آنالیزهای این تحقیق سپاسگزاری میکنند.
)
