نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری، گروه پترولوژی و زمینشناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران
2 استاد، گروه پترولوژی و زمینشناسی اقتصادی، گروه پژوهشی ماگمازایی و کانهزایی در ایران، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران
3 دانشیار، گروه پترولوژی و زمینشناسی اقتصادی، گروه پژوهشی ماگمازایی و کانهزایی در ایران، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران
4 دکترا، گروه پژوهشی ماگمازایی و کانهزایی در ایران، شرکت مهندسی مشاورهای کاواک آرای نوین معدن، کرمان، ایران
5 پژوهشگر وابسته، گروه علوم زمین، دانشگاه پیزا، پیزا، ایتالیا
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
Urumieh–Dokhtar Magmatic Arc (UDMA) as a part of Zagros orogeny is the most important Cenozoic magmatic belt in Iran (Alavi, 1994; Babazadeh et al., 2024). Lithostratigraphic and age dating evidence indicates that magmatic activity in this belt initiated during Late Cretaceous-Paleocene and continued to Pliocene-Quaternary, with the peak of the magmatism in the Middle-Late Eocene. This was followed by extensive Oligocene-Miocene intrusive magmatism and subsequently renewed during Pliocene–Quaternary by scattered volcanism (Moghadam et al., 2022a, b; Babazadeh et al., 2024). In the southeastern segment of the UDMA, particularly along the Jebal-e-Barez mountains, regional geology and zircon U–Pb geochronology record multiphase, extensive arc related magmaism from the Eocene to the Oligocene-Miocene, locally extending to the Pliocene–Quaternary (Nazarinia et al., 2020; Atapour and Aftabi, 2021; Moghadam et al., 2022a, b; Babazadeh et al., 2024). Peak of the magma emplacement occurred during the Oligocene–Miocene, characterized by intermediate to felsic plutons of the Jebal-e-Barez mountains (Chiu et al., 2013; Babazadeh et al., 2024). Biotite, a major Fe–Mg-bearing constituent of the Jebal-e-Barez intrusive complex, has a substantial capacity for incorporating Ti and Al, making it an effective monitor of crystallization conditions (temperature, pressure, oxygen fugacity), as well as for classification and discrimination of granite tectonic settings and their mineralization potential (Wones and Eugster, 1965; Wones, 1989; Abdel-Rahman, 1994; Henry et al., 2005; Nachit et al.,
2005; Jiang et al., 2002; Uchida et al., 2007; Anderson et al., 2008; Villaseca et al., 2017). Most previous studies on the Jebal-e-Barez intrusive complex have relied on whole-rock geochemistry for petrological purposes and economic fertility assessments, whereas mineral chemistry approaches such as biotite chemistry remain sparse.
Geology
The Sarbijan–Dalfard district, located northwest of Jiroft within the Jebal‑e‑Barez mountain range, represents the southern part of the UDMA. This major volcano‑plutonic complex developed in response to prolonged subduction of the Neotethys oceanic lithosphere beneath the Central Iran block, with magmatic activity persisting from the Late Cretaceous to the Neogene. In the southeastern segment of the UDMA, a compositionally diverse suite of intermediate‑felsic plutonic rocks—including diorite, monzodiorite, quartz diorite, granodiorite, and granite—intrudes the Eocene volcanic and volcano‑sedimentary rocks (Moghadam et al., 2022a, b; Babazadeh et al., 2024). The Jebal‑e‑Barez granitoids exhibit calc‑alkaline to high‑K calc‑alkaline affinities, consistent with an active continental arc setting. Moreover, the Oligocene–Miocene magmatism has been attributed to incipient collisional processes, crustal thickening, and partial melting of the oceanic slab and metasomatized mantle wedge, with variable crustal contamination (Moghadam et al., 2022a, b; Babazadeh et al., 2024).
Research Methods
Representative specimens from the main lithological units (monzodiorites and granodiorites) were selected for mineral chemical analyses using a JEOL 8200 electron microprobe at the Microprobe Laboratory, University of Milan, Italy. Analyses were conducted at an accelerating voltage of 30 kV, beam currents ranging from 10⁻¹² to 10⁻⁵ A, and a counting time of 80 seconds. Biotite composition was normalized to 22 oxygens, and the Fe³⁺ content was calculated following Droop (1987) assuming charge balance within the biotite structure.
Petrography
The granitoid bodies of the Sarbijan–Dalfard district show a progressive fractionated series from diorite to granite. The diorites and monzodiorites exhibit coarse‑ to medium‑grained hypidiomorphic textures, characterized by plagioclase as the dominant mineral, alongside biotite and amphibole as the primary mafic phases. Granodiorites predominantly display anhedral granular textures, where plagioclase often shows polysynthetic twinning and evidence of secondary alteration. Granites are typically coarse‑grained and anhedral granular, and show granophyric and myrmekitic textures in alkali‑feldspar‑rich varieties, representing the late‑stage simultaneous crystallization of quartz and feldspar.
Discussion
Biotite geochemistry in the Sarbijan–Dalfard granitoids provides key constraints on the physicochemical conditions (P, T, fO₂) of magma generation, crystallization, and emplacement, as well as classification (I, S, A), tectonic setting , and mineralization potential. Microprobe analyses of biotites in the Sarbijan–Dalfard granitoids indicate their Mg‑rich magmatic nature, crystallized under relatively high H₂O pressure and oxidizing conditions, reflecting a calc‑alkaline (I‑type) orogenic magma within a subduction‑related continental margin environment. Fe/(Fe+Mg) ratios and Al content indicate limited crustal contribution, while Ti concentrations suggest closure temperatures of 638 to 724°C, close to the crystallization conditions of granodiorite‑granite suites (Luhr et al., 1984; Henry et al., 2005). Total Al content in biotite implies emplacement pressures of 0.98–2.56 kbar, corresponding to depths of 3‑7 km in the upper crust (Uchida et al., 2007). High Mg# contents of biotites and their coexistence with Fe‑Ti oxides further support high fO₂ conditions, consistent with subduction‑related arc magmatism and minimal post‑emplacement re‑equilibration.
Conclusion
Biotites of the Sarbijan–Dalfard granitoids are Mg‑rich, magmatic, and largely unaltered, recording relatively oxidizing conditions during crystallization, consistent with Fe‑Ti oxide‑bearing calc‑alkaline I‑type magmas of a subduction‑related arc setting. Thermo‑barometry estimates based on Ti and Al‑in‑biotite suggest closure temperature ranges of 630‑725 °C and pressure ranges of 1‑2.5 kbar, indicating emplacement at shallow upper crustal depths. Integration of petrography, biotite chemistry, and thermo‑barometry calculations confirms that these granitoids were generated in an oxidizing, subduction‑related environment, with significant potential for Cu mineralization.
Acknowledgments
This study forms part of the first author’s PhD dissertation, which was financially supported by the Research Vice‑Presidency of Shahrood University of Technology (SUT). The authors gratefully acknowledge SUT, the staff of the Microprobe Laboratories at the University of Milan, and the esteemed reviewers of the Petrological Journal for their valuable guidance and constructive comments.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
تحولات ژئودینامیکی سرزمین ایران در طی سنوزوییک بیشتر در پاسخ به تداوم فرورانش سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر بلوک ایران مرکزی بوده است (Jafari et al., 2023). کمان ماگمایی ارومیه- دختر که از بخشهای مهم کوهزاد زاگرس است، مهمترین پهنة ماگمایی سنوزوییک ایران است که در پی این فرورانش پدید آمده است (Alavi, 1994). شواهد سنگشناختی و چینهنگاشتی نشان میدهند ماگماتیسم در این پهنه از کرتاسه پسین/پالئوسن با سرشت بیشتر بیرونی و با حجم کمتری از تودههای درونی آغاز و تا پلیوسن- کواترنر ادامه داشته است. اوج این فعالیتها در ائوسن میانی-پسین به هردو گونه بیرونی-درونی رخ داده و سپس در الیگوسن-میوسن با غلبه ماگماتیسم درونی و در پلیوسن- کواترنر دوباره با فعالیتهای آتشفشانی ادامه یافته است (Rezeau et al., 2016; Chiu et al., 2013). این پهنه با راستای شمالباختر- جنوبخاور، میزبان طیف گستردهای از سنگهای آتشفشانی بازی-حد واسط-اسیدی و معادلهای درونی آنهاست که بازتابدهنده تکامل ماگماتیسم کمانی در پهنههای فرورانش پیش، همزمان و پسابرخوردی قارهای میباشد (Raeisi et al., 2021; Moghadam et al., 2022a, b; Babazadeh et al., 2024). در بخش جنوبخاوری این پهنه (نوار جبال بارز)، شواهد زمینشناسی و سنسنجی نشاندهنده بروز فعالیتهای ماگمایی گسترده در طی ائوسن، الیگوسن، میوسن تا پلیوسن-کواترنر است (Rasouli et al., 2016; Behpour et al., 2019; Nazarinia et al., 2020; Atapour and Aftabi, 2021). اوج این ماگماتیسم در منطقة جبال بارز با جایگزینی تودههای درونی حد واسط/اسیدی با ویژگیهای زمینشیمیایی ماگماهای همزمان تا پسابرخوردی کمانهای ماگمایی وابسته به فرورانش در الیگوسن-میوسن رخ داده است(Moghadam et al., 2022a, b; Babazadeh et al., 2024).
بیوتیت از کانیهای اصلی آهن و منیزیمدار سازندة سنگهای حد واسط/اسیدی مجموعه درونی جبال بارز است که نقش کلیدی در ثبت شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر پیدایش، تبلور، جایگزینی و پتانسیل کانهزایی ماگما دارد. ظرفیت بالای این کانی در پذیرش عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب مانند Fe، Mg، Ti، Al،F و Cl بهطور گسترده بهعنوان ابزاری کارآمد برای برآورد دما، فشار، فوگاسیتة اکسیژن و محیط زمینساختی پیدایش و تبلور ماگما بهکار برده شده است (Abdel-Rahman, 1994; Henry et al., 2005; Nachit et al., 2005). بررسیهای نشان دادهاند که محتوای Ti درون بیوتیت میتواند بهعنوان دماسنجی برای تبلور بهکار برده شود، در حالی که نسبت Fe³⁺/Fe²⁺ این کانی شاخص مناسبی برای ارزیابی شرایط اکسیدان- احیاء ماگما بهشمار میرود (Henry et al., 2005; Wu and Chen, 2015). افزونبر این، ترکیب شیمیایی بیوتیت در تفکیک انواع گرانیتها (I-type S-type, و A-type) و پتانسیل کانهزایی آنها نقش مؤثری بازی میکند (Jiang et al., 2002; Anderson et al., 2008; Villaseca et al., 2017).
با وجود اهمیت زمینساختی و ماگمایی بخش جنوبی پهنه ارومیه- دختر و انجام بررسیهای ارزشمند زمینشناسی اقتصادی و سنگشناسی جدید روی آن (Rasouli et al., 2016; Mohammadzadeh et al., 2018; Behpour et al., 2019; Nazarinia et al., 2020; Atapour and Aftabi, 2021; Moghadam et al., 2022a, b; Babazadeh et al., 2024)، بررسیهای متمرکز بر شیمی کانیها و به ویژه شیمی بیوتیت در تودههای درونی گرانیتوییدی الیگوسن- میوسن وجود نداشته یا اندک است. بخش بیشتر این بررسیهای بر پایة دادههای زمینشیمیایی سنگکل انجام شده و بیشتر با هدف تفسیر ویژگیهای سنگشناسی و ارزیابی پتانسیلهای زمینشناسی اقتصادی این تودهها صورت گرفته است. با این حال، بررسیهای بر پایة کانیشناسی و بهویژه تجزیه و تحلیل ترکیب شیمیایی کانیهای اصلی سنگساز که میتواند اطلاعات ارزشمندی دربارة شرایط فیزیکوشیمیایی پیدایش، تبلور ماگما و جایگیری تودههای درونی فراهم کند، تا کنون کمتر به آن پرداخته شده است. در این راستا، محمدزاده جهانی و همکاران (Mohammadzadeh-Jahani et al., 2014) با تمرکز بر بررسیهای سنگنگاری، زمینشیمی و تفسیر سنگزایی، بخش پایانی توده درونی جبال بارز در جنوب سد نساء واقع در شهرستان بم را بررسی کردند و خاستگاه این تودهها را به فرورانش نئوتتیس در زمان الیگومیوسن مرتبط دانستند. یوسفی شریکآباد (Yousefi-Sharikabad, 2018) به تحلیل خاستگاه و روند تکامل ماگما و سیالات گرمابی پرداخته و نقش عوامل کنترلکننده باروری ماگما و کانهزایی را در کانسار پورفیری کرور نوار مس کرمان ارزیابی کردهاند. محمدزاده (Mohammadzadeh, 2017) و محمدزاده و همکاران (Mohammadzadeh et al., 2018)، با بررسی زمینشناسی، دگرسانی و کانهزایی در معدن مس رضیآباد جیرفت، این معدن را از نوع مس پورفیری در کمان ماگمایی الیگومیوسن جبال بارز دانستهاند. رسولی و قربانی (Rasouli and Ghorbani, 2017) با بررسی کانهزایی مس پورفیری، الگوهای دگرسانی، سنسنجی زیرکن به روش U–Pb و پتروژنز سنگها، دیدگاه کلی از تحولات ماگمایی منطقة دلفارد در شمالباختر جیرفت ارائه کردهاند. سپیدبر (Sepidbar, 2019) با بررسی ویژگیهای سنگشناسی، زمینشیمیایی و جایگاه زمینساختی بخش باختری مجموعة گرانیتوییدی جبال بارز در خاور جیرفت، این تودهها را ناشی از مراحل پایانی فرورانش نئوتتیس در بخش جنوبی پهنه ارومیه-دختر معرفی کرد. بهپور و همکاران (Behpour et al., 2019) کانیشناسی، پترولوژی و زمینشیمی دایکهای مافیک در بخش جنوبخاوری تودة گرانیتوییدی جبال بارز در جنوب بم را بررسی کردند. جشاری و همکاران (Jeshari, 2020) پترولوژی، زمینشیمی و محیط زمینساختی بخش میانی مجموعة گرانیتوییدی جبال بارز در خاور جیرفت را بررسی کرده است و آن را محصول ماگماتیسم گرانیتی الیگومیوسن ناشی از مراحل پایانی فرورانش نئوتتیس معرفی کردند. رحمانیان و همکاران (Rahmanian et al., 2023) با استفاده از شیمی کانیها به بررسی شرایط پیدایش و محیط زمینساختی کوارتزدیوریتهای کرتاسه پسین دلفارد در نزدیکی تودههای جبال بارز پرداختهاند. در این پژوهش با استفاده از شیمی بیوتیت به بررسی سرشت و نوع ماگما، شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر پیدایش، تبلور، جایگاه زمینساختی و ژرفا جایگزینی ماگما در تودههای گرانیتوییدی محدودة سربیژن- دلفارد در بخش باختری رشته جبال بارز پرداخته شده است. یافتههای این پژوهش، نقش استفاده از شیمی بیوتیت به عنوان ابزاری کارآمد در تشخیص محیط زمینساختی پیدایش و شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر تبلور، جایگزینی و پتانسیل کانهزایی ماگما را برجسته میسازد.
زمینشناسی منطقه
منطقة بررسیشده در شمالباختر جیرفت، در بخش شمال باختری جبال بارز در جنوب خاور ایران واقع شده و از دیدگاه زمینساختی در بخش جنوبی کمان ماگمایی ارومیه- دختر، در محدوده نوار ماگمایی دهج- ساردوییه جای دارد (Dimitrijevic, 1973) (شکل 1). این نوار ماگمایی حاصل فرورانش سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ورقه ایران مرکزی است و فعالیت ماگمایی آن از کرتاسه پسین آغاز و در سراسر سنوزوییک، بهویژه در الیگوسن- میوسن، ادامه یافته است.
در این منطقه، رخنمونهای گستردهای از سنگهای آذرین درونی و نیمهعمیق با ترکیبهای حد واسط تا اسیدی دیده میشود که بیشتر شامل مونزودیوریت، کوارتزدیوریت، گرانودیوریت و گرانیت هستند. این سنگها بهصورت تودههای درونی، استوکها و دایکها درون واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن جایگزین شدهاند.
شکل 1. نقشة زمینشناسی تودههای گرانیتوییدی محدودة سربیژن- دلفارد که در نرمافزار GIS با بهکارگیری تصویرهای ماهوارهای، برداشتهای میدانی و اطلاعات نقشههای زمینشناسی برگههای 100000/1 سبزواران و خانهخاتون ترسیم شدهاست.
Figure 1. Geological map of the granitoid bodies in the Sarbijeh-Delfard area, prepared using GIS software by integrating satellite images, field surveys, and geological map data from the 1:100,000 Sabzevaran and Khaneh-Khatoon sheets.
بررسیهای سنگنگاری و زمینشیمیایی انجامشده روی گرانیتوییدهای جبالبارز نشان میدهد این سنگها ویژگیهای ماگماتیسم کالکآلکالن تا کالکآلکالن پرپتاسیم نشان میدهند و از دیدگاه زمینشیمیایی با محیطهای کمانی فعال وابسته به فرورانش همخوانی دارند. حضور کانیهای اصلی مانند پلاژیوکلاز، پتاسیمفلدسپار، کوارتز، بیوتیت و آمفیبول نشاندهندۀ سرشت گرانیتوییدی این تودهها و همچنین، ویژگیهای زمینشیمیایی مانند ناهنجاری منفی از HFSEs و نسبتهای بالای LILEs/HFSEs، گواه نقش سیالهای فرورانشی در خاستگاه ماگماهای سازندۀ این تودههاست. بر پایۀ دادههای زمینشیمیایی و زمینزمانسنجی، ماگماتیسم الیگومیوسن در جبال بارز به مرحلهای از دگرگونی زمینساختی کمان ارومیه-دختر نسبت داده میشود که با فرایند فرورانش نئوتتیس و آغاز فرایندهای برخوردی و کلفتشدگی پوستهای همراه بوده است. این شرایط به ذوببخشی گوشتة دگرنهاد و آلایش پوستهای ماگماها میانجامد و تنوع ترکیبی گرانیتوییدهای منطقه را در پی داشته است (Sepidbar, 2019; Moghadam et al., 2022a, b; Babazadeh et al., 2024). تودههای گرانیتوییدی گسترۀ سربیژن-دلفارد در امتداد دره دلفارد گسترش یافتهاند و بخشی از مجموعه درونی جبال بارز دانسته میشوند. رخنمون این تودهها بیشتر همراستا با گسلهای دلفارد و سبزواران است و این همراستایی نشاندهندۀ نقش کارآمد این ساختارهای زمینساختی در کنترل جایگیری و صعود ماگما در منطقه است.
به باور دیمیتریویچ (Dimitrijevic, 1973)، تودههای درونی جبال بارز بیشتر به سن الیگوسن تا میوسن هستند و درون واحدهای آتشفشانی ائوسن مجموعه هزار نفوذ کردهاند. شواهد میدانی و روابط بریدگی میان واحدهای سنگی نشان میدهد فعالیتهای ماگمایی منطقه در چارچوب چندین مرحله متمایز رخ داده است؛ بهگونهایکه یک مرحله آتشفشانی غالب در ائوسن میانی تا پسین و چندین مرحلة درونی در بازۀ زمانی ائوسن پسین، الیگوسن و میوسن قابل شناسایی است (شکل 2-A). بر این پایه، فازهای درونی منطقه بدینگونه هستند:
۱) جایگیری اولیه تودههای دیوریتی تا کوارتزدیوریتی است که گاهی بهصورت انکلاو درون واحدهای دیگر حضور دارند (شکل 2-B)؛
۲) نفوذ تودههای گرانودیوریتی درون فازهای دیوریتی کهنتر؛
۳) تزریق تودههای گرانیتی تا آلکالیگرانیتی درون واحدهای پیشین است (شکل 2-C). این مرحله سوم با حضور رگهها و عدسیهای آپلیتی-پگماتیتی درون تودههای گرانیتی همراه است و نشاندهندۀ مراحل پایانی تبلور ماگما و غنیشدگی مذاب از عنصرهای فرار است.
4) در پایان، چهارمین و آخرین مرحلة ماگمایی با جایگزینی دایکهای دیابازی (شکل 2-D) شناخته میشود که همة واحدهای درونی و آتشفشانی پیشین را بریده و جوانترین رویداد ماگمایی منطقه بهشمار میآید.
شکل 2. تصاویر میدانی از واحدهای سنگی محدودة سربیژن- دلفارد. A) نمایی دور از نفوذ توده گرانیتی در داخل توده دیوریتی. B) حضور آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک (دیوریتی) در داخل بخش گرانیتی. C) نمای نزدیک از مرز بخش روشن گرانیتی و تیره گرانودیوریتی. D) نمای نزدیک از دایک نازک دیابازی قطع کننده گرانیتها.
Figure 2. Field photographs of the lithological units in the Sarbijan–Dalfard district. A) Far view of granite intrusion into the dioritic body; B) Occurrence of mafic microgranular (dioritic) enclaves within the granitic part; C) Closed view of light granitic and dark granodioritic boundary; D) Closed view of diabasic dyke cutting the granites.
روش انجام پژوهش
روش انجام پژوهش دربردارندۀ بررسیهای دقیق زمینشناسی، تهیه نقشۀ زمینشناسی، آمادهسازی مقاطع نازک و نازک-صیقلی، انجام بررسیهای سنگنگاری و انجام تجزیة شیمیایی کانی روی نمونههای شاخص واحدهای اصلی سنگی منطقه (مونزودیوریت و گرانودیوریت) بوده است. تجزیة شیمیایی کانیهای پیروکسن، فلدسپار، آمفیبول و بیوتیت با بهکارگیری ریزکاو الکترونی در آزمایشگاه ریزکاو دانشگاه میلان ایتالیا انجام شد. این تجزیهها با دستگاه JEOL 8200، در ولتاژ شتابدهنده ۳۰ کیلوولت، جریان پرتوی ۱۰-۱۲ تا ۱۰-۵ آمپر و زمان شمارش ۸۰ ثانیه انجام شد. در این نوشتار از شمار ۱۶ نقطه تجزیه بیوتیت در نمونههای گرانودیوریتی و مونزودیوریتی (جدول ۱) و در محیط نرمافزار تخصصی Geo-fO2 (Li et al., 2019) و صفحة گستردة اکسل برای برآورد پارامترهای فیزیکوشیمیایی حاکم بر تبلور و جایگزینی ماگما (دما، فشار و فوگاسیتة اکسیژن) و همچنین، از نرمافزار گرافر برای رسم نمودارهای مورد نیاز بهره گرفته شده است. فرمول ساختاری بیوتیتها بر پایۀ بهنجارسازی به ۲۲ اکسیژن بهدست آورده شد. برای شناسایی آهن دوظرفیتی و سهظرفیتی، مقدار Fe³⁺ بر پایۀ روش دروپ (Droop, 1987) و با فرض توازن بار الکتریکی در ساختار بیوتیت بهدست آورده شد.
جدول 1. دادههای حاصل از تجزیه ریزکاو الکترونی کانی بیوتیت در تودههای گرانیتوییدی سربیژن؛ گرانودیوریت (Gd).
Table 1. EPMA data of Biotite in the representative rock samples granodiorite (Gd) Sarbijan–Dalfard granitoid.
|
Sample No. |
DRM.07 (Gd) |
|||||||
|
SiO2 |
36.01 |
35.8 |
36.51 |
37.22 |
35.36 |
36.6 |
36.6 |
37.94 |
|
TiO2 |
1.72 |
1.86 |
3.89 |
3.29 |
1.84 |
1.93 |
2.98 |
3 |
|
Al2O3 |
16.55 |
16.46 |
14.33 |
14.94 |
15.71 |
15.21 |
14.83 |
15.03 |
|
FeO |
20.07 |
19.85 |
21.68 |
20.97 |
19.99 |
19.31 |
20.04 |
20.19 |
|
MnO |
0.6177 |
0.6054 |
0.4361 |
0.5729 |
0.5233 |
0.5639 |
0.4942 |
0.4609 |
|
MgO |
10.64 |
10.58 |
10.16 |
10.65 |
11.06 |
11.1 |
10.29 |
10.14 |
|
CaO |
0.1421 |
0.191 |
0 |
0 |
0.0662 |
0.1975 |
0.0911 |
0.1463 |
|
Na2O |
0.0739 |
0.0556 |
0.0533 |
0.0693 |
0 |
0.0562 |
0.0867 |
0.0917 |
|
K2O |
9.03 |
9.41 |
9.34 |
9.53 |
9.24 |
8.42 |
9.24 |
9.07 |
|
Cr2O3 |
0 |
0 |
0.0367 |
0.0171 |
0.0425 |
0.0707 |
0 |
0 |
|
Si |
5.54 |
5.52 |
5.58 |
5.61 |
5.52 |
5.67 |
5.65 |
5.74 |
|
Ti |
0.20 |
0.22 |
0.45 |
0.37 |
0.22 |
0.23 |
0.35 |
0.34 |
|
Al |
3.00 |
2.99 |
2.58 |
2.66 |
2.89 |
2.78 |
2.70 |
2.68 |
|
Mn |
0.08 |
0.08 |
0.06 |
0.07 |
0.07 |
0.07 |
0.06 |
0.06 |
|
Mg |
2.44 |
2.43 |
2.32 |
2.39 |
2.57 |
2.57 |
2.37 |
2.29 |
|
Ca |
0.02 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
|
Na |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
|
K |
1.77 |
1.85 |
1.82 |
1.83 |
1.84 |
1.67 |
1.82 |
1.75 |
|
Al IV |
2.46 |
2.48 |
2.42 |
2.39 |
2.48 |
2.33 |
2.35 |
2.26 |
|
Al VI |
0.54 |
0.51 |
0.16 |
0.27 |
0.41 |
0.45 |
0.35 |
0.42 |
|
Fe3+ |
0.20 |
0.22 |
0.45 |
0.37 |
0.22 |
0.23 |
0.35 |
0.34 |
|
Fe2+ |
0.28 |
0.25 |
0.17 |
0.18 |
0.37 |
0.21 |
0.11 |
0.00 |
|
Fe2++Mg |
2.58 |
2.56 |
2.77 |
2.64 |
2.61 |
2.50 |
2.59 |
2.56 |
|
Mg/(Mg+Fe2+) |
0.49 |
0.49 |
0.46 |
0.48 |
0.50 |
0.51 |
0.48 |
0.47 |
|
Fe# |
0.51 |
0.51 |
0.54 |
0.52 |
0.50 |
0.49 |
0.52 |
0.53 |
|
Temperature (℃): |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
602.84 |
609.47 |
687.47 |
665.66 |
608.09 |
614.73 |
657.98 |
657.87 |
|
|
583.86 |
600.40 |
712.90 |
690.26 |
602.93 |
613.08 |
679.43 |
676.39 |
|
|
P(Kb) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
2.56 |
2.54 |
1.29 |
1.52 |
2.23 |
1.89 |
1.65 |
1.59 |
|
|
logfO2 |
-17.81 |
-17.49 |
-15.88 |
-16.09 |
-17.34 |
-17.24 |
-16.29 |
-16.44 |
|
Depth (km) |
9.54 |
9.52 |
4.78 |
5.63 |
8.32 |
6.97 |
6.13 |
5.89 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample No. |
DRM.08 (Mzd) |
|||||||
|
SiO2 |
37.83 |
38.66 |
37.63 |
37.65 |
37.36 |
36.70 |
37.60 |
36.73 |
|
TiO2 |
3.68 |
3.73 |
3.88 |
3.84 |
3.65 |
3.77 |
3.59 |
3.57 |
|
Al2O3 |
14.56 |
15.66 |
14.35 |
13.92 |
15.85 |
14.34 |
14.25 |
14.17 |
|
FeO |
17.59 |
17.41 |
17.22 |
17.28 |
16.94 |
17.32 |
17.75 |
17.39 |
|
MnO |
0.35 |
0.37 |
0.38 |
0.32 |
0.35 |
0.37 |
0.36 |
0.35 |
|
MgO |
12.39 |
12.41 |
12.72 |
12.80 |
13.10 |
13.20 |
12.81 |
13.11 |
|
CaO |
0.08 |
0.12 |
0.03 |
0.05 |
0.14 |
0.00 |
0.01 |
0.04 |
|
Na2O |
0.02 |
0.06 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.04 |
0.00 |
0.10 |
|
K2O |
9.48 |
9.08 |
9.61 |
9.49 |
9.12 |
9.52 |
9.44 |
9.49 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Si |
5.64 |
5.64 |
5.61 |
5.64 |
5.48 |
5.49 |
5.60 |
5.52 |
|
Ti |
0.41 |
0.41 |
0.44 |
0.43 |
0.41 |
0.43 |
0.40 |
0.41 |
|
Al |
3.22 |
3.25 |
3.21 |
3.17 |
3.35 |
3.27 |
3.2 |
3.26 |
|
Mn |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.04 |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
|
Mg |
2.76 |
2.70 |
2.84 |
2.87 |
2.88 |
2.98 |
2.86 |
2.97 |
|
Ca |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
|
Na |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.03 |
|
K |
1.81 |
1.69 |
1.84 |
1.82 |
1.72 |
1.84 |
1.81 |
1.84 |
|
Al IV |
2.44 |
2.4 |
2.46 |
2.45 |
2.47 |
2.51 |
2.45 |
2.5 |
|
Al VI |
0.78 |
0.85 |
0.75 |
0.72 |
0.88 |
0.76 |
0.75 |
0.76 |
|
Fe3+ |
0.06 |
0.00 |
0.09 |
0.09 |
0.14 |
0.23 |
0.16 |
0.23 |
|
Fe2+ |
2.14 |
2.12 |
2.07 |
2.08 |
1.95 |
1.96 |
2.07 |
1.98 |
|
Fe2++Mg |
4.90 |
4.82 |
4.91 |
4.95 |
4.84 |
4.93 |
4.93 |
4.95 |
|
Mg/(Mg+Fe2+) |
0.56 |
0.56 |
0.57 |
0.57 |
0.58 |
0.58 |
0.56 |
0.57 |
|
Fe# |
0.42 |
0.42 |
0.41 |
0.41 |
0.4 |
0.4 |
0.41 |
0.4 |
|
Temperature (℃): |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
717.97 |
723.31 |
735.26 |
731.89 |
724.62 |
726.97 |
710.69 |
713.86 |
|
|
720.82 |
719.92 |
730.68 |
730.10 |
723.15 |
729.79 |
719.15 |
722.53 |
|
|
P(Kb) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
1.25 |
1.67 |
1.17 |
0.98 |
1.87 |
1.24 |
1.13 |
1.17 |
|
|
logfO2 |
-16.23 |
-16.06 |
-15.69 |
-15.79 |
-16.02 |
-15.95 |
-16.46 |
-16.36 |
|
Depth (km) |
4.70 |
6.15 |
4.34 |
3.60 |
6.90 |
4.58 |
4.16 |
4.36 |
سنگنگاری
بررسیهای سنگنگاری نشان میدهند تودههای گرانیتوییدی گسترۀ گردنة سربیژن–دلفارد از دیدگاه ترکیب سنگشناسی دربردارندۀ دیوریت، مونزودیوریت، گرانودیوریت و گرانیت هستند. این تنوع ترکیبی نشاندهندۀ تبلوربخشی و دگرگونی ماگما در یک سامانۀ درونی کالکآلکالن است که بهطور گسترده در محیطهای وابسته به فرورانش گزارش شده است (Winter, 2014).
دیوریتها و مونزودیوریتها عموماً بافت دانهای بیشکل تا نیمهشکلدار دارند و در برخی نمونهها بافت پورفیروییدی دیده میشود (شکل 3-A). این سنگها بیشتر از پلاژیوکلاز که کانی اصلی فلسیک است و از بیوتیت و آمفیبول که کانیهای اصلی مافیک بهشمار میروند ساخته شدهاند.
گرانودیوریتها فراوانترین سنگهای درونی منطقه هستند و بیشتر آنها بافت دانهای بیشکل دارند. افزونبر این، حضور بافتهای فرعی مانند اینترگرانولار، پوییکیلیتیک و پرتیتی در برخی نمونهها دیده میشود که نشاندهندۀ شرایط تبلور چندمرحلهای و سردشدن کمابیش آهسته ماگماست. پلاژیوکلاز فراوانترین کانی این سنگهاست و در بسیاری از بلورها ماکل پلیسینتتیک بهخوبی توسعه یافته است (شکل 3-B). برخی پلاژیوکلازها بافت اسفنجی دارند و نشانههایی از دگرسانی به سرسیت را نشان میدهند که میتواند پیامد فرایندهای دگرسانی پساماگمایی باشد. آلکالیفلدسپار و کوارتز بیشتر بهصورت بیشکل فضای میان بلورها را پر کردهاند. بیوتیتهای اولیه بیشتر به شکل بلورهای ورقهای درشت تا متوسط در میان دانههای پلاژیوکلاز (شکل 3-B) و بیوتیتهای ثانویه به شکل ورقههای ریز در پیرامون بلورهای کانیهای کدر (مگنتیت و پیریت و کالکوپیریت) و در ارتباط با دگرسانی پتاسیک دیده میشوند (شکل 3-C).
شکل 3. تصویرهای سنگنگاری از واحدهای گرانیتوییدی محدودة سربیژن- دلفارد. A) بافت پورفیری متشکل از درشت بلورهای پلاژیوکلاز در زمینه دانه ریز در مونزودیوریتها؛ B) بافت دانهای بیشکل تا نیمهشکلدار متشکل از پلاژیوکلازهای با بافت پلیسینتتیک و اسفنجی بههمراه دانههای بیوتیت در دیوریتها؛ C) تصویری از بیوتیتهای ماگمایی اولیه و درشت (Bt) و بیوتیتهای ورقهای- رشتهای ثانویه (SBt) در اطراف کانیهای کدر (مگنتیت) در یک سنگ گرانودیوریتی؛ D) بافت گرانوفیری در آلکالیفلدسپار گرانیت. نام اختصاری کانیها از وار (Warr, 2021).
Figure 3. Photomicrographs of granitoid units from the Sarbijeh-Delfard area. A) Porphyritic texture consisting of plagioclase phenocrysts in a fine-grained groundmass in monzodiorites; B) Anhedral to subhedral texture composed of plagioclase with polysynthetic and sieve textures, along with biotite grains in diorites; C) Primary magmatic biotites (Bt) and secondary flaky–fibrous biotites (SBt) around opaque minerals (magnetite) in a granodioritic rock; D) Granophyric texture in alkali feldspar of granite. Mineral abbreviations after Warr (2021).
گرانیتها بیشتر بافت دانهای بیشکل دارند و از پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول ساخته شدهاند. در برخی نمونهها، بهویژه در گرانیتهای غنی از آلکالیفلدسپار، بافتهای گرانوفیری و میرمکیتی توسعه یافته است (شکل 3-D) که معمولاً پیامد تبلور همزمان کوارتز و فلدسپار در مراحل پایانی انجماد مذاب و شرایط فرااشباع از سیلیس و مواد فرار دانسته میشود (Vernon, 2004). پیدایش این بافتها میتواند بازتابی از افت دما، افزایش گرانروی مذاب و دگرگونیهای شیمیایی بهویژه افزایش سیلیس و مواد فرار در مراحل پایانی دگرگونی ماگما باشد.
بحث
ترکیب شیمیایی بیوتیت که بازتابی از ترکیب ماگمای مادر است، بهطور گسترده برای برآورد شرایط دما، فشار و فوگاسیتة اکسیژن (Henry et al., 2005; Nachit et al., 2005; Luhr et al., 1984; Wones and Eugster, 1965) محیط زمینساختی پیدایش و تبلور (Abdel-Rahman, 1994)، ردهبندی به گونههای S, I و A (Jiang et al., 2002; Anderson et al., 2008; Villaseca et al., 2017) و پتانسیل کانهزایی گرانیتوییدها بهکار برده شده است. این کانی، در سنگهای گرانیتوییدی بررسیشده فراوان است و حضور آن نشاندهندۀ تبلور ماگما در شرایط فشار بخار آب کمابیش بالاست. نقش آب در پایداری بیوتیت سبب میشود که پیدایش این کانی بهطور مستقیم به سرشت آبدار ماگما و ژرفای جایگیری آن وابسته باشد (Wones and Eugster, 1965).
تغییرات نسبت Fe/(Fe+Mg) و مقدار آلومینیم درون ترکیب بیوتیت، اطلاعات ارزشمندی دربارۀ شرایط فیزیکی (دما و فشار)، فوگاسیتة اکسیژن و درجة اشباعشدگی از آلومین ماگما در زمان تبلور بهدست میدهد. نسبت Fe/(Fe+Mg) شاخصی از شرایط اکسایش-کاهش است و مقدار Al نشاندهندۀ سرشت پرآلومین یا متاآلومینبودن ماگما دانسته میشود (Foster, 1960). ازاینرو، بهکارگیری چهارگوش ترکیبی بیوتیت شامل آنیت-سیدروفیلیت-فلوگوپیت-ایستونیت (ASPE) روشی متداول برای تفسیر شرایط پیدایش بیوتیتها در سنگهای گرانیتوییدی است (Rieder et al., 1999). بیوتیت یک محلول جامد پیچیده میان چهار سازندة پایانی آنیت، فلوگوپیت، سیدروفیلیت و ایستونیت است. تغییرات نسبی این سازندهها بازتابی از شرایط دماپویا و ترکیب شیمیایی ماگمای مادر بهشمار میآید. دادههای شیمی کانی نشان میدهند ترکیب بیوتیتهای بررسیشده در گسترۀ بیوتیت و گونة منیزیمدار آن جای میگیرد (شکلهای 4-A و 4-B) و از حضور فازهای حدی دیگر فاصله دارد؛ ویژگی که گویای خاستگاه ماگمایی این بیوتیتها و تبلور آنها در تعادل با مذاب سیلیکاته است (Foster, 1960; Rieder et al., 1999).
نسبت Fe/(Fe+Mg) کمابیش یکنواخت و در حد متوسط در بیوتیتهای منطقه، نشاندهندۀ شرایط اکسیدان در ماگما و سرشت اولیه این کانیهاست. این ویژگی معمولاً در گرانیتوییدهایی دیده میشود که در محیطهای کمانی و وابسته به فرورانش پدید آمدهاند؛ جایی که فوگاسیتة بالای اکسیژن از ویژگیهای بارز ماگماها بهشمار میرود (Xianwu et al., 2009). بیوتیت به تغییرات دما، فشار و ترکیب شیمیایی مذاب، بهویژه فوگاسیتة اکسیژن و میزان H₂O و SiO₂ واکنش پرشتابی نشان میدهد و از اینرو، از بهترین شاخصهای سنگشناسی در سامانههای ماگمایی و دگرگونی بهشمار میآید (Wones and Eugster, 1965). در هنگام رخداد تبلور ماگما، روند غنیشدگی بیوتیت از آهن یا منیزیم تابع از شرایط اکسایش-کاهش است؛ بهگونهایکه در محیطهای اکسیدان، بیوتیتها منیزیمدار و در شرایط کاهشی، آهندار میشوند (Foster, 1960).
بر پایۀ معیارهای ردهبندی دیر و همکاران (Deer et al., 1992) و فوستر (Foster, 1960)، بیوتیتهای بررسیشده از گونة بیوتیتهای منیزیمدار هستند (شکلهای 4-B و 4-C). این ویژگی، نشاندهندۀ تبلور آنها در محیطی ماگمایی و اکسیدان است. چنین شرایطی معمولاً با تبلور زودهنگام فازهای اکسیدی غنی از آهن و تیتانیم، مانند تیتانومگنتیت، همراه است. حضور همزمان بیوتیتهای منیزیمدار و تیتانومگنتیت در یک سنگ، گواهی قوی بر فوگاسیتة کمابیش بالای اکسیژن در ماگمای مادر تفسیر میشود (Ishihara, 1977).
برای تمایز بیوتیتهای اولیه (ماگمایی) از بیوتیتهای ثانویه یا بیوتیتهایی که دچار تعادل دوباره شدهاند، از نمودار سهتایی FeO*، MgO و TiO₂ (۱۰×) بهره گرفته میشود (Nachit et al., 2005). دادههای بهدستآمده نشان میدهند بیوتیتهای منطقه سرشت ماگمایی اولیه دارند و مستقیماً از تبلور ماگما پدید آمدهاند (شکل 4-D). این بیوتیتها معمولاً شکلدار هستند و در مقاطع نازک با رنگ قهوهای تیره شناخته میشوند که این ویژگیها با خاستگاه ماگمایی آنها سازگار است. مقدار Ti درون بیوتیت بهطور مستقیم به دمای تبلور و ترکیب شیمیایی سنگ میزبان وابسته است و با افزایش دما و حضور فازهای اکسیدی غنی از تیتانیم، میزان Ti در ساختار بیوتیت افزایش مییابد (Dymek, 1983; Nachit et al., 2005). همزیستی گسترده بیوتیت با تیتانومگنتیت در سنگهای بررسیشده، افزایش نسبی Ti در بیوتیتها را توجیه میکند و نشاندهندۀ تبلور این کانیها در شرایط دمایی کمابیش بالا و فوگاسیتة بالای اکسیژن است. هرچند ورقهها و رشتههای ریز بیوتیت در پیرامون مگنتیت هم دیده میشوند که گمان میرود پیامد دگرسانی پتاسیکِ رخداده در سنگ باشند.
شکل 4. ترکیب شیمیایی بیوتیتهای درون گرانودیوریتها و مونزودیوریتهای محدودة سربیژن-دلفارد. A و B) نمودارهای ردهبندی بیوتیتها (Deer et al., 1992)؛ C) نمودار ردهبندی AlVI+Fe3++Ti، Mg و Fe2++Mn برای بیوتیت (Foster, 1960)؛ D) نمودار ردهبندی FeO*، MgO و 10.TiO₂ برای بیوتیت (Nachit et al., 2005).
Figure 4. Chemical composition of biotites from granodiorites and monzodiorites of the Sarbijeh-Delfard area. A–B) Biotite classification diagrams (Deer et al., 1992); C) Classification diagram of AlVI+Fe3++Ti, Mg, Fe2++Mn for biotite (Foster, 1960); D) FeO*, MgO, 10.TiO₂ classification diagram for biotite (Nachit et al., 2005).
از آنجاییکه عنصرهای اصلی سازندۀ بیوتیت بهطور سیستماتیک وابسته به ترکیب ماگما و شرایط پیدایش آن هستند، این کانی بهطور گسترده بهعنوان شاخصی قابل اعتماد برای تفسیر نوع سری ماگمایی و تمایز محیطهای زمینساختی گرانیتها بهکار برده شده است (Abdel-Rahman, 1994; Nachit et al., 2005). بر پایۀ بررسیهای عبدالرحمن (Abdel-Rahman, 1994)، ترکیب بیوتیتها در گرانیتوییدها را میتوان با بهکارگیری اکسیدهای Al₂O₃، FeO* و MgO به سه گسترة متمایز مرتبط با محیطهای گوناگون ماگمایی-زمینساختی دستهبندی کرد. در این دستهبندی، بیوتیتهای غنی از آلومینیم که گرایش ترکیبی آنها به قطب سیدروفیلیت است، معمولاً در گرانیتهای پرآلومین دیده میشوند و بیشتر با مسکوویت و کانیهای آلومینوسیلیکاته مانند گارنت، کردیریت یا آندالوزیت همراهی دارند؛ این ویژگیها نشاندهندة گرانیتهای گونة S با خاستگاه پوستهای است (Chappell and White, 1974; Abdel-Rahman, 1994). در برابر، بیوتیتهای منیزیمدار که در گسترۀ کالکآلکالن کوهزایی جای میگیرند، نشاندهندة گرانیتهای گونة I هستند و بهطور معمول با آمفیبول یا پیروکسن کلسیمدار همراه هستند؛ این مجموعة کانیشناسی نشاندهندۀ خاستگاه ماگمایی وابسته به فرایندهای فرورانش است (Abdel-Rahman, 1994). ترکیب بیوتیتهای گسترۀ سربیژن-دلفارد در قلمرو بیوتیتهای کالکآلکالن جای میگیرد (شکلهای 5-A و 5-B) که این ویژگی گویای سرشت گونة I برای گرانیتوییدهای منطقه و وابستگی آنها به محیطهای فرورانش فعال کرانۀ قارهای است. افزونیِ Mg بر Fe در ترکیب این بیوتیتها، همراه با نبود گسترده کانیهای آلومینوسیلیکاته شاخص، نشان میدهد ماگمای مادر این سنگها متاآلومین بوده است و مواد پوستهای پرآلومین در پیدایش آنها نقشی نداشتهاند (Abdel-Rahman, 1994; Barbarin, 1999).
شکل 5. A و B) ترکیب بیوتیتهای تودههای گرانیتوییدی گردنة سربیژن-دلفارد در نمودارهای تمایز سریهای ماگمایی و تعیین محیط زمینساختی (Abdel-Rahman, 1994)؛ C) نمودار AlIV در برابر Fe# (Jiang et al., 2002)؛ D) نمودار Fe# در برابر Fe2+ برای تفکیک گرانیتهای نوع I و S (Villaseca et al., 2017)؛ E) نمودار آلومینیم کل (AlIV+VI) در برابر Fe# Anderson et al., 2008))؛ F) نمودار Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) در برابر آلومینیم کل (Altot) بیوتیت (Uchida et al., 2007)؛ G) حضور رگههای مالاکیتی که نشانهای از پتانسیل کانهزایی مس در تودههای گرانیتوییدی سربیژن- دلفارد هستند.
Figure 5. A and B) Composition of biotites from the Sarbijeh-Delfard granitoid bodies plotted on magma series discrimination and tectonic setting diagrams (Abdel-Rahman, 1994); C) AlIV versus Fe# diagram (Jiang et al., 2002); D) Fe# versus Fe2+ diagram for discrimination of I- and S-type granites (Villaseca et al., 2017); E) Total Al (AlIV+VI) versus Fe# diagram (Anderson et al., 2008); F) Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) versus total Al (Altot) in biotite (Uchida et al., 2007); G) Malachite veinlets indicating Cu mineralization potential in the Sarbijeh-Delfard granitoid bodies.
شکل 5. ادامه.
Figure 5. Continued.
پژوهشهای بسیاری نشان دادهاند با بهکارگیری ترکیب شیمیایی بیوتیت میتوان گونههای گوناگون گرانیتها را شناسایی کرد (Jiang et al., 2002; Anderson et al., 2008). نمودار Fe# در برابر آلومینیم چهاروجهی (AlIV) برای شناسایی سه گسترة A (گرانیتهای آلکالن نا وابسته به کوهزایی)، I (گرانیتوییدهای کالکآلکالن کوهزایی) و SH (شوشونیتها) است (Jiang et al., 2002). جایگاه ترکیبی بیوتیتهای گسترۀ سربیژن-دلفارد در این نمودار در گسترۀ سری I جای میگیرد که نشاندهندۀ سرشت ماگمایی غالب و نبود نقش ذوب مجدد پوستة پرآلومین در پیدایش گرانیتوییدهای منطقه است (شکل 5-C). نمودار Fe2+ در برابرFe3+ برای شناسایی گرانیتهای گونة I و S بهکار میرود (Villaseca et al., 2017). بیوتیتهای درون گرانیتوییدهای گسترۀ سربیژن-دلفارد در امتداد روند سری I جای گرفتهاند (شکل 5-D). در نمودار Fe# در برابر آلومینیم کل (AlIV+VI) (Anderson et al., 2008) نیز نمونههای بررسیشده در قلمرو سری مگنتیت جای گرفتهاند (شکل 5-E). نمودار Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) سنگکل گرانیتوییدها در برابر آلومینیم کل (Altot) درون بیوتیتهای آنها (Uchida et al., 2007) برای نشاندادن پتانسیل کانهزایی این سنگها پیشنهاد شده است. نمونههای بررسیشده در گسترۀ گرانیتوییدهای با پتانسیل مس، آهن، قلع و تنگستن جای گرفتهاند (شکل 5-F) که حضور سولفیدهای مس، رگههای مالاکیت و اثبات وجود ذخیره مس پورفیری (Mohammadzadeh, 2017; Mohammadzadeh et al., 2018) در این سنگها (شکل 5-G) گواهی بر پتانسیل مس در این سنگهاست.
فوگاسیتة اکسیژن ماگما پیوند تنگاتنگی با سرشت، خاستگاه و جایگاه زمینساختی حاکم بر پیدایش ماگما دارد؛ بهگونهایکه ماگماهای گرانیتی گونة S که بیشتر از ذوببخشی پوستۀ بالایی ریشه میگیرند، معمولاً در شرایط کاهشی دگرگون مییابند؛ اما گرانیتهای گونة I که بیشتر به سامانههای فرورانشی و ماگماتیسم کمانی وابسته هستند، به شرایط اکسیدان گرایش دارند (Johnson et al., 1989). در محیطهای اکسیدان، تبلور بیوتیتهای غنی از منیزیم آسان میشود و همزمان فازهای اکسیدی آهندار مانند مگنتیت که کانیهای همراه هستند افزایش مییابند که این از ویژگیهای سری مگنتیت است (Wones and Eugster, 1965; Ishihara, 1977). در برابر آن، کاهش فوگاسیتة اکسیژن در ماگما سهم آهن دوظرفیتی در ساختار بیوتیت را افزایش میدهد و به پیدایش بیوتیتهای آهندار و چیرگی ایلمنیت که فاز اصلی اکسیدی آهن است میانجامد؛ وضعیتی که گویای سری ایلمنیت و شرایط کاهشی است. بررسیهای تجربی و دماپویا نشان دادهاند افزایش فوگاسیتة اکسیژن به جانشینی ترجیحی Mg بهجای Fe در جایگاههای هشتوجهی شبکة بلوری بیوتیت میانجامد که در پی آن عدد منیزیم (Mg#) این کانی افزایش مییابد (Wones and Eugster, 1965; Wones, 1989). ازاینرو، مقدار بالای Mg# در بیوتیتها میتواند شاخصی معتبر از تبلور در شرایط اکسیدان و فوگاسیتة کمابیش بالای اکسیژن در ماگمای مادر دانسته شود. چنین شرایطی معمولاً با ماگماهای کالکآلکالن وابسته به فرورانش و گرانیتهای گونة I همخوانی دارد و نقش مهمی در کنترل مسیر دگرگونی شیمیایی ماگما و کانیهای همراه بازی میکند (Uchida et al., 2007; Kumar and Ashok, 2024). مقدار فوگاسیتة اکسیژن با روش هنری و همکاران (Henry et al., 2005) و در محیط نرمافزار تخصصی Geo-fO2 (Li et al., 2019) برای نمونههای بیوتیت بررسیشده بهدست آورده شده است. میانگین بهدستآمده برای گرانودیوریتهای گردنة سربیژن-دلفارد برابر ۸۲/۱۶- و برای مونزودیوریتها ۰۷/۱۶- است که در گسترۀ بافر Ni-NiO (NNO) و تا اندازهای نزدیک به خط مرزی بافر فایالیت-مگنتیت-کوارتز جای میگیرد. دادههای بهدستآمده از تجزیه شیمیایی بیوتیتها و نمودارهای بر پایۀ شاخصهای فوگاسیتة اکسیژن نشان میدهند بیوتیتهای گسترۀ بررسیشده در شرایط با فوگاسیتة کمابیش بالای اکسیژن تبلور یافتهاند (شکلهای 6-A، 6-B و 6-C). چنین شرایطی بهطور مستقیم با سرشت متاآلومین، کالکآلکالن گونة I و سری مگنتیت (Ishihara, 1977) گرانیتوییدهای دربردارندۀ این بیوتیتها همخوانی دارد (Anderson et al., 2008).
شکل 6. ترکیب بیوتیتهای تودة گرانیتوییدی گردنة سربیژن-دلفارد در نمودارهای تعیین فوگاسیتة اکسیژن و دما. A) نمودار آلومینیم کل در برابر عدد آهن (Anderson et al., 2008)؛ B و C) نمودارهای دما در برابر فوگاسیتة اکسیژن (Wones and Eugster, 1965; Wones, 1989)؛ D) بیوتیتهای بررسیشده در نمودار دماسنجی (Henry et al., 2005).
Figure 6. Composition of biotites from the Sarbijan–Dalfard granitoid body plotted on oxygen fugacity and temperature determination diagrams. A) Total Al versus Fe number diagram (Anderson et al., 2008); B–C) Temperature versus oxygen fugacity diagrams (Wones and Eugster, 1965; Wones, 1989); D) The studied biotites on the thermometry diagram (Henry et al., 2005).
تیتانیم از عنصرهای فرعی کلیدی در ساختار بیوتیت است که رفتار آن بهطور محسوسی به تغییرات دما وابسته است؛ ازاینرو، مقدار Ti درون بیوتیت از شاخصهای قابل اعتماد دماسنجی است که در سامانههای ماگمایی بهکار برده میشود (Luhr et al., 1984). بررسیهای تجربی و دماپویا نشان دادهاند افزایش دما گرایش تیتانیم برای جانشینی در جایگاههای هشتوجهی بیوتیت را افزایش میدهد و این ویژگی، پایۀ دماسنجی بر پایۀ Ti در این کانی را فراهم کرده است. هنری و همکاران با درنظرگرفتن مقدار تیتانیم درون بیوتیت و همچنین، نسبت منیزیم به مجموع منیزیم و آهن ، یک رابطه تجربی برای برآورد دمای مؤثر بر ترکیب بیوتیت پیشنهاد کردند (Henry et al., 2005). این دما در سنگهای آذرین درونی و دگرگونی که فرایند تبلور آنها بهآرامی صورت میگیرد، لزوماً معادل دمای آغازین تبلور بیوتیت نیست، بلکه بیشتر نشاندهندۀ دمای بستهشدن سامانۀ کانی در برابر جابهجاییهای کاتیونی و بازتعادل شیمیایی آن است (Spear, 1993). با این حال، در بسیاری از گرانیتوییدها این دماها فاصله بسیاری با دمای راستین تبلور ندارند و میتوانند تصویری پذیرفتنی از شرایط گرمایی ماگمای مادر ارائه دهند.
رابطة پیشنهادی برای دماسنجی بیوتیت بر پایة الگوی هنری و همکاران (Henry et al., 2005) بدینگونه است:
a = -2.3594, b = 4.6482e-9 , c = -1.7283
بهکارگیری این دماسنج در محیط نرمافزار تخصصی Geo-fO2 (Li et al., 2019) و صفحۀ گستردۀ اکسل برای بیوتیتهای درون گرانودیوریتها میانگین دمای ۶۴۵ درجۀ سانتیگراد و برای مونزودیوریتها میانگین دمای ۷۲۴ درجۀ سانتیگراد را نشان میدهد که بازۀ کمابیش بالایی از دماها برای بستهشدن سامانۀ کانی بیوتیت است (شکل 6-D). این مقدارها نشاندهندۀ تبلور و پایدارشدن بیوتیتها در شرایط گرمایی سازگار با ماگماهای گرانیتوییدی کالکآلکالن هستند و با تبلور در محیطهای کوهزایی و وابسته به فرورانش همخوانی دارند. این دماها نشان میدهند بازتعادل شیمیایی پس از جایگیری این تودههای درونی محدود است و ترکیب بیوتیتها تا اندازۀ بسیاری ویژگیهای تبلور ماگمایی آغازین را حفظ کردهاند.
افزون بر این، لور و همکاران (Luhr et al., 1984) رابطهای دیگر نیز بر پایۀ محتوای تیتانیم بیوتیت پیشنهاد کردهاند که بیشتر در بررسیهای سنگهای گرانیتوییدی بهکار برده میشود. مقایسه دادههای بهدستآمده از این روابط میتواند به ارزیابی میزان نبود قطعیت و اطمینان از شرایط گرمایی حاکم بر تبلور بیوتیتها کمک کند. معادله بهکاررفته در زیر آورده شده است:
T(ºK)= 838/(1.0337- Ti/Fe2+)
دادههای بهدستآمده از این رابطه در محیط نرمافزار اکسل میانگین دمای ۶۳۸ درجۀ سانتیگراد را برای گرانودیوریتها و ۷۲۳ درجۀ سانتیگراد را برای مونزودیوریتها نشان میدهد که با بازۀ دمایی برآورد شده با روش پیشین هماهنگی بسیار دارد.
ترکیب شیمیایی بیوتیت، افزون بر اطلاعات دمایی و فوگاسیتة اکسیژن، امکان برآورد فشار حاکم بر تبلور ماگما را نیز فراهم میکند. در این میان، مقدار آلومینیم کل درون بیوتیت از شاخصهای حساس به فشار است که در بررسیهای فشارسنجی ماگمایی بررسی میشود. بر پایۀ پژوهشهای انجامشده میان فشار حاکم بر ماگمای در حال تبلور و میزان AlTotal درون ساختار بیوتیت، همبستگی مستقیمی برپاست (Uchida et al., 2007)؛ بهگونهایکه افزایش فشار به ورود بیشتر آلومینیم به شبکة بلوری بیوتیت میانجامد. این رفتار پیامد پایداری جانشینیهای وابسته به فشار در جایگاههای چهاروجهی و هشتوجهی بیوتیت دانسته میشود و نشان میدهد مقدار آلومینیم کل میتواند بازتابدهندۀ ژرفا و شرایط فیزیکی تبلور این کانی باشد (Uchida et al., 2007). معادلة بهکاررفته بدینگونه است:
P(kb) = 3.03 × AlT –6.53 (± 0.33)
ارزیابی فشار با بهکارگیری این روش در محیط نرمافزار تخصصی Geo-fO2 (Li et al., 2019) و صفحۀ گستردۀ اکسل برای بیوتیتهای سازندۀ سنگهای گرانودیوریتی و مونزودیوریتی گسترۀ سربیژن-دلفارد، به ترتیب مقدارهای ۲۹/۱ تا ۵۶/۲ و ۹۸/۰ تا ۸۷/۱ کیلوبار معادل با ژرفاهای نزدیک به ۳ تا ۷ کیلومتری درون پوستۀ قارهای بالایی را ارائه میدهد (جدولهای 1 و 2).
فشاری که از این راه برآورد میشود، نشاندهندۀ شرایطی است که بیوتیت در آن به تعادل شیمیایی رسیده و در عمل همزمان با جایگیری و سردشدن پایانی توده ماگمایی در پوسته است. ازاینرو، فشار بهدستآمده نهتنها به شرایط تبلور بیوتیت، بلکه به زمان بستهشدن سامانه و ایست تبادل شیمیایی میان ماگما و پیرامون نیز وابسته است. این ویژگی، زمینهفشار بر پایۀ بیوتیت را به ابزاری کارآمد برای بازسازی تاریخچۀ جایگیری و دگرگونی تودههای گرانیتوییدی در پوسته تبدیل میکند، بهویژه هنگامیکه دیگر کانیهای شاخص فشارسنجی مانند آمفیبول و پیروکسن حضور ندارند یا دچار دگرسانی شدهاند.
جدول 2. دادههای بهدستآمده از تجزیة ریزکاو الکترونی کانی فلدسپار در نمونة گرانودیوریت (Gd) و مونزودیوریت (Mzd) از تودههای گرانیتوییدی سربیژن-دلفارد.
Table 2. EPMA data of feldspar in the representative rock samples of granodiorite (Gd) and monzodiorite (Mzd) from Sarbijan–Dalfard granitoid intrusions.
|
Sample No. |
DRM.07 (Gd) |
||||||||
|
Details |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
Core |
Core |
- |
Rim |
Rim |
|
SiO2 |
57.53 |
61.4 |
57.62 |
63.98 |
57.77 |
60.98 |
64.57 |
53.89 |
63.57 |
|
TiO2 |
0.02 |
0 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.06 |
0 |
|
Al2O3 |
26.17 |
23.66 |
26.26 |
21.95 |
26.59 |
24.16 |
18.67 |
29.5 |
22.19 |
|
FeO |
0.38 |
0.23 |
0.2 |
0.15 |
0.19 |
0.12 |
0.05 |
0.26 |
0.12 |
|
MnO |
0.02 |
0.04 |
0 |
0.04 |
0.04 |
0.03 |
0 |
0 |
0 |
|
MgO |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.01 |
0.03 |
0 |
0.04 |
0 |
|
CaO |
9.19 |
5.85 |
8.62 |
3.36 |
8.75 |
6.01 |
0.02 |
11.92 |
3.68 |
|
Na2O |
6.35 |
8.21 |
6.92 |
9.9 |
6.69 |
7.96 |
1.3 |
4.69 |
9.71 |
|
K2O |
0.19 |
0.43 |
0.1 |
0.12 |
0.13 |
0.18 |
14.81 |
0.09 |
0.14 |
|
Total |
99.87 |
99.83 |
99.72 |
99.52 |
100.18 |
99.51 |
99.46 |
100.45 |
99.42 |
|
Sample No. |
DRM.07 (Gd) |
||||||||
|
Details |
- |
- |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
- |
- |
|
|
SiO2 |
60.47 |
57.71 |
59.14 |
64.89 |
56.91 |
62.51 |
64.04 |
58.89 |
53.87 |
|
TiO2 |
0 |
0 |
0.07 |
0.01 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.04 |
|
Al2O3 |
24.59 |
25.92 |
25.07 |
22.05 |
26.29 |
23.3 |
18.65 |
25.61 |
28.81 |
|
FeO |
0.11 |
0.23 |
0.17 |
0.09 |
0.26 |
0.14 |
0 |
0.16 |
0.32 |
|
MnO |
0 |
0.02 |
0.01 |
0 |
0 |
0.02 |
0.01 |
0 |
0.06 |
|
MgO |
0.04 |
0.03 |
0.02 |
0 |
0 |
0 |
0.02 |
0 |
0 |
|
CaO |
6.17 |
8.39 |
7.54 |
3.13 |
8.72 |
4.86 |
0.01 |
7.83 |
11.93 |
|
Na2O |
7.91 |
6.76 |
7.39 |
9.69 |
6.67 |
8.77 |
0.68 |
7.36 |
4.93 |
|
K2O |
0.15 |
0.27 |
0.17 |
0.25 |
0.15 |
0.15 |
15.83 |
0.11 |
0.18 |
|
Total |
99.45 |
99.33 |
99.61 |
100.11 |
99.02 |
99.77 |
99.29 |
99.95 |
100.14 |
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Sample No. |
DRM.07 (Gd) |
DRM.08 (Mzd) |
|||||||
|
Details |
- |
- |
- |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
|
SiO2 |
56.57 |
61.3 |
65.3 |
51.08 |
61.33 |
51.03 |
59.01 |
51.38 |
60.58 |
|
TiO2 |
0.05 |
0.01 |
0 |
0.03 |
0.02 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Al2O3 |
26.86 |
23.41 |
18.16 |
29.81 |
23.12 |
29.51 |
24.7 |
30.16 |
24.17 |
|
FeO |
0.26 |
0.13 |
0.14 |
0.19 |
0.17 |
0.28 |
0.18 |
0.28 |
0.17 |
|
MnO |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.01 |
0.01 |
0 |
0 |
0.01 |
|
MgO |
0.02 |
0 |
0 |
0 |
0.04 |
0.05 |
0 |
0.01 |
0 |
|
CaO |
9.65 |
5.54 |
0.18 |
12.03 |
5.88 |
13.78 |
7.74 |
13.55 |
6.66 |
|
Na2O |
5.93 |
8.19 |
0.88 |
4.36 |
8.29 |
3.21 |
7.1 |
3.75 |
7.64 |
|
K2O |
0.27 |
0.23 |
15.21 |
0.11 |
0.29 |
0.08 |
0.26 |
0.11 |
0.2 |
|
Total |
99.63 |
98.81 |
99.91 |
97.62 |
99.14 |
97.95 |
98.99 |
99.25 |
99.45 |
|
Sample No. |
DRM.08 (Mzd) |
||||||||
|
Details |
- |
- |
- |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
|
SiO2 |
64.98 |
65.49 |
65.87 |
50.8 |
61.19 |
53.08 |
61.45 |
50.98 |
60.65 |
|
TiO2 |
0 |
0.06 |
0.04 |
0.06 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.03 |
|
Al2O3 |
17.7 |
17.76 |
18.08 |
30.52 |
23.3 |
29.24 |
23.89 |
29.64 |
22.82 |
|
FeO |
0.05 |
0.06 |
0.04 |
0.3 |
0.12 |
0.18 |
0.13 |
0.17 |
0.23 |
|
MnO |
0 |
0.03 |
0 |
0.05 |
0 |
0 |
0 |
0.02 |
0 |
|
MgO |
0.03 |
0 |
0 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0 |
0 |
0.01 |
|
CaO |
0 |
0 |
0.04 |
14.55 |
6.21 |
12.78 |
6.13 |
14.06 |
6.23 |
|
Na2O |
0.85 |
0.78 |
2.07 |
3.3 |
8.03 |
4.26 |
8.02 |
3.53 |
7.91 |
|
K2O |
15.21 |
15.19 |
13.49 |
0.12 |
0.27 |
0.14 |
0.24 |
0.09 |
0.3 |
|
Total |
98.82 |
99.36 |
99.64 |
99.71 |
99.18 |
99.69 |
99.86 |
98.49 |
98.18 |
|
Sample No. |
DRM.08 (Mzd) |
||||||||
|
Details |
- |
- |
- |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
- |
- |
|
SiO2 |
64.64 |
63.43 |
62.58 |
61.24 |
60.28 |
49.82 |
58.8 |
64.99 |
65.33 |
|
TiO2 |
0 |
0 |
0 |
0.05 |
0 |
0.02 |
0.03 |
0 |
0.02 |
|
Al2O3 |
17.86 |
16.9 |
14.17 |
23.9 |
24.27 |
31.15 |
24.81 |
18.27 |
17.6 |
|
FeO |
0.06 |
0.07 |
0.04 |
0.23 |
0.12 |
0.18 |
0.08 |
0.02 |
0.08 |
|
MnO |
0 |
0.04 |
0.03 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.05 |
|
MgO |
0 |
0.02 |
0.56 |
0.01 |
0.06 |
0 |
0.01 |
0 |
0.03 |
|
CaO |
0 |
0 |
0.97 |
6.25 |
6.93 |
15.25 |
7.95 |
0 |
0 |
|
Na2O |
0.68 |
0.61 |
1.94 |
7.88 |
7.29 |
2.89 |
6.93 |
0.8 |
0.88 |
|
K2O |
15.29 |
15.05 |
12.16 |
0.32 |
0.3 |
0.07 |
0.15 |
14.94 |
15.09 |
|
Total |
98.57 |
96.14 |
92.49 |
99.88 |
99.25 |
99.42 |
98.78 |
99.02 |
99.11 |
فلدسپار از کانیهای روشن درون سنگهای گرانیتوییدی تودههای گرانیتوییدی سربیژن-دلفارد است. ترکیب فلدسپار افزونبر ترکیب و دمای ماگما، به مقدار گاز و مواد فرار درون آن نیز وابسته است. ترکیب شیمیایی کانیهای گروه فلدسپار را میتوان در سامانۀ سهتایی An-Ab-Or بررسی کرد. با توجه به دادههای جدول 2 و بر پایۀ نمودار آلبیت-ارتوکلاز-آنورتیت (Deer et al., 1992)، فلدسپارهای درون نمونههای گرانودیوریتی بیشتر در گسترۀ الیگوکلاز-آندزین و شماری در قلمرو ارتوکلاز جای میگیرند. فلدسپارهای درون مونزودیوریتها نیز دو ترکیب متفاوت دارند؛ شماری از آنها ترکیب آندزین دارند و شمار دیگر در گسترۀ لابرادوریت تا بیتونیت جای میگیرند. ترکیب فلدسپارهای تودههای گرانیتوییدی گردنۀ سربیژن-دلفارد در نمودار Or-Ab-An گویای دماهای ۵۰۰ تا کمتر از ۷۵۰ درجۀ سانتیگراد برای رابطة تعادلی این کانیهاست (شکل 7).
شکل 7. ترکیب فلدسپارهای سنگهای تودههای گرانیتوییدی سربیژن- دلفارد روی A) نمودار Or-Ab-An (Deer et al.,1992)؛ B) نمودار سهتایی Or-Ab-An برای بررسی دماهای تعادل نهایی (Anderson, 1997).
Figure 7. Feldspar compositions from the Sarbijan–Dalfard granitoids on A) Or-Ab-An ternary diagram (Deer et al., 1992); B) Or-Ab-An ternary diagram for determining feldspar final equilibration temperatures (Anderson, 1997).
برداشت
تودههای گرانیتوییدی گسترۀ گردنۀ سربیژن-دلفارد با طیف ترکیبی دیوریت تا گرانیت بافتهای دانهای بیشکل تا نیمهشکلدار دارند که نشاندهندۀ تبلور آرام ماگما در شرایط درونی است. حضور فراگیر بیوتیت که کانی تیره اصلی سازندة این سنگهاست، ویژگی بارز این مجموعة سنگی است و امکان بررسی دقیق شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر پیدایش، تبلور و جایگزینی ماگمای مادر را فراهم میکند. بیوتیتها ترکیب منیزیمدار و خاستگاه ماگمایی دارند و در شرایط کمابیش اکسیدان پدید آمدهاند که بههمراه حضور فازهای اکسید آهن، نشاندهندۀ تعلق تودههای بررسیشده به سری مگنتیت و ماگماهای کالکآلکالن گونة I پهنههای فرورانش و با پتانسیل کانهزایی مس است. دماسنجی بر پایۀ مقدار تیتانیم درون بیوتیت، دماهای کمابیش بالا (۶۳۰ تا ۷۲۵ درجۀ سانتیگراد) را برای بستهشدن سامانۀ کانی بیوتیت نشان میدهد که با دماهای تبلور ماگماهای درونی کالکآلکالن قابل سنجش است. دادههای فشارسنجی بر پایۀ محتوای آلومینیم کل درون بیوتیت نیز نشان میدهد تودههای گرانیتوییدی منطقه در پوستۀ بالایی در فشارهای ۱ تا ۵/۲ کیلوبار (منطبق بر ژرفاهای ۳ تا ۷ کیلومتری) جایگیری کردهاند.
سپاسگزاری
این مقاله بخشی از یافتههای رسالة دکتری نگارندة نخست با عنوان «پتروژنز و پتانسیل کانهزایی تودههای گرانیتوییدی محدودة سربیژن- کوه نیمه، شمال باختر جیرفت، کرمان» است که با پشتیبانی مالی معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود انجام شده است. نگارندگان مقاله از دانشگاه صنعتی شاهرود، کارکنان آزمایشگاههای ریزکاو الکترونیِ دانشگاه میلان و داوران فرهیختة مجله پترولوژی برای راهنماییهای ارزنده در راستای بهبود سطح علمی مقاله سپاسگزار هستند.
)