نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران
2 استاد، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران
3 دانشجوی کارشناسیارشد، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
Listvenite is a metasomatic rock mainly composed of Mg-rich carbonates and quartz, formed by the interaction of CO₂-rich fluids with ultramafic rocks. Its main carbonate phase is typically magnesite, with variable iron content, and locally dolomite or calcite. Potassium-bearing fluids can alter chromian spinel to Cr-bearing muscovite (e.g., fuchsite). Listvenite represents a fully carbonated ultramafic rock, where divalent cations are hosted in carbonates, silica occurs as quartz/chalcedony/opal, and remnants of the protolith, such as chromian spinel, are preserved. It forms progressive alteration sequences from carbonated serpentinite to talc–carbonate rocks and finally to carbonate–quartz rocks—under high CO₂ activity and sustained fluid flux. Listvenites are relatively rare, occurring as lens-shaped or vein-like bodies within ophiolitic complexes and altered ultramafic rocks. They develop along tectonic contacts and plate-boundary faults with high CO₂ flux and have formed throughout Earth’s history from the Archean to the present
Regional Geology
Listvenites in the Babalou region occur as vein-like and lens-shaped bodies within the Khoy–Mako ophiolitic mélange, mainly along shear zones and faults, with mineralization trending parallel to the N50W orientation of the ophiolites. The mélange consists of Upper Cretaceous mafic and ultramafic fragments associated with pelagic limestones, and the listvenites are morphologically prominent due to their greater resistance to weathering and hard outcrops. In addition, metamorphosed intermediate to mafic rocks with dark grey to green colors are exposed within the colored mélange complexes of the area..
Analytical methods
During fieldwork, samples were collected from metamorphic rocks, metamorphosed mafic–intermediate rocks of the ophiolite–mélange, listvenite alteration zones, and some sedimentary units, and the general geology of the area was investigated. A total of 30 thin sections and 10 polished sections were prepared for petrographic and mineragraphic studies. Based on these results, 10 listvenite samples and 6 metamorphosed mafic–intermediate samples were selected and analyzed by ICP–MS at Actlabs, Canada.
Petrography, Mineralogy and Whole Rock Chemistry
Metamonzodiorite–meta-Gabbro to Metadiorite– meta-Gabbro (DG)
The rocks display a granoblastic texture and are dominated by plagioclase, K-feldspar, amphibole, clinopyroxene, and epidote, with sphene as the main accessory. Plagioclase commonly shows deformation (bending/kinking), while clinozoisite occurs as an alteration product of amphibole and plagioclase.
Meta Quartz Monzodiorite (QD)
The rocks are composed of plagioclase, K-feldspar, quartz, muscovite, and epidote (allanite/pistacite), with minor biotite and rutile. They have undergone significant silicic–carbonate alteration, resulting in secondary chlorite, epidote, muscovite, and malachite. Notably, amorphous brown allanite is observed partially altering to pistacite.
Silicic–Carbonate Listvenite
These rocks are primarily composed of quartz and carbonate. Quartz shows deformation and some recrystallization, while carbonate occurs in the matrix, crystals, and veins. Two generations of muscovite are present, and fuchsite likely formed during the late stage of listvenitization.
Silicic Listvenite
These rocks consist mainly of quartz and calcite, with minor muscovite and opaque minerals. Quartz occurs as crystalline quartz and chalcedony, commonly showing fracturing, brecciation, and cavity filling. Siliceous veins display radial to feather-like textures and may form geode-like structures. Carbonates are mostly calcite, with minor dolomite, occurring in grains, veins, and fractures.
Discussion
Listvenite formation in the Babalu region resulted from CO₂-rich, K-bearing hydrothermal fluids moving through faults and shear zones after ophiolite emplacement and tectonic activity. The alteration was controlled by temperature, pH, oxygen fugacity, and sulfur fugacity. This process occurred in three main stages: carbonatization, with formation of calcite, dolomite, chlorite, epidote, and tremolite; silicification, with addition of silica and formation of quartz; and mica formation in the late stage. Repeated veining shows multiple pulses of alteration, and pyrite and chalcopyrite formed during cooler or chemically favorable fluid conditions.
The SiO₂–LOI and SiO₂–(CaO+MgO)–Fe₂O₃ ternary diagrams both classify the studied rocks as siliceous listvenites. In SiO₂–LOI space, they plot in the high silica, low LOI field. In the SiO₂–Fe₂O₃–(CaO+MgO) diagram, they lie near the SiO₂ apex along the (CaO+MgO)–SiO₂ edge, reflecting low Fe content and the scarcity of Fe-rich carbonates such as ankerite and siderite.
Chondrite-normalized REE patterns distinguish the two listvenite types. Siliceous listvenites are very REE-poor, nearly flat, and show a strong positive Eu anomaly, likely from calcic plagioclase alteration. Siliceous–carbonate listvenites have slightly higher REE contents but no Eu anomaly, probably due to calcite. Their (La/Yb)n ratios indicate gentle to moderate fractionation. Tectonic data place the meta quartz monzodiorite in the VAG field and the meta monzodiorite–meta diorite–meta gabbro in the continental arc field, so neither is a likely ophiolitic source for the listvenites. The most probable source is another, unidentified ophiolitic rock in the area.
Acknowledgements
The authors sincerely thank all individuals who contributed in any way to this research and the preparation of this article, especially colleagues and reviewers whose constructive comments and suggestions helped improve the quality of the manuscript.
کلیدواژهها [English]
لیستونیت[1] سنگی است که از کربناتهای منیزیمدار و کوارتز ساخته شده است و در پی دگرنهادشدن سنگهای الترامافیک با سیالهای غنی از CO₂ پدید میآید (Hansen et al., 2005; Halls and Zhao, 1995). کربنات غالب معمولاً منیزیت با مقدارهای متغیر آهن (در سری منیزیت–سیدریت) و گاه دولومیت (± کلسیت) است. اگر سیال پتاسیمدار باشد، دگرسانی اسپینل کرومدار با پیدایش مسکوویت کرومدار مانند فوشسیت همراه میشود. برهمکنش سیال CO₂ دار با سنگ الترامافیک یک توالی پیشرونده پدید میآورد که دربردارندة سرپانتینیت کربناته، سنگ تالک–کربنات و در نهایت، در شرایط CO₂ بالا و جریان سیال مداوم، سنگ کربنات–کوارتز یا لیستونیت است (Halls and Zhao, 1995; Frost, 1985). بر پایة تعریف زایشی–ترکیبی، لیستونیت سنگ الترامافیک کاملاً کربناتهشدهای است که کاتیونهای دوظرفیتی بیشتر در کربناتها، سیلیس به شکل کوارتز/کلسدونی/اوپال و شواهد سنگ مادر الترامافیک (مانند کروماسپینل) در آن بهجای مانده است (Menzel et al., 2022). لیستونیت سنگی نادر است؛ اما رخنمونهای کوچک آن بهصورت عدسیهایی با ضخامت چند تا دهها متر در بسیاری از افیولیتها و تودههای الترامافیک دگرگون شده دیده میشود. زمانبندی و محیط زمینساختی پیدایش آن غالباً نامشخص است، با این حال لیستونیتها در گسترة بزرگی از تاریخ زمین، از آرکئن (۳٫۲۳ ~میلیارد سال پیش) تا میوسن (۱۶–۱۹ میلیون سال) و حتی در زمان کنونی پدید آمدهاند (Hinsken et al., 2017; Schwarzenbach et al., 2013). این سنگها بیشتر در راستای همبریهای زمینساختی سنگهای پوستهای با سنگهای الترامافیک و در گسلهای مرزی صفحهای با شار بالای CO₂ رخ میدهند .(Barnes et al., 1978) تا کنون لیستونیتی که از گوشته بالا آمده و در پشتههای میاناقیانوسی فعال رخنمون یافته باشد، گزارش نشده است؛ هرچند کشف سنگهای تالک–مگنزیت در گسل ترانسفورم اطلس سنتپل، احتمال پیدایش آن در برخی محیطهای اقیانوسی را مطرح میکند (Menzel et al., 2022). تحولات زمینساختی ایران پیامد بستهشدن پالئوتتیس و نئوتتیس و پیوستن بلوکهای سیمرین به جنوبباختری آسیا هستند (Berberian and King, 1981; Knipper et al., 1986; Shafaii Moghadam and Stern, 2011; Shafaii Moghadam et al., 2013). در این چارچوب، افیولیتها نقش کلیدی در بازسازی تاریخ باز و بستهشدن حوضههای اقیانوسی دارند. افیولیتهای پالئوتتیس بیشتر در شمال و شمالخاوری ایران و افیولیتهای نئوتتیس در امتداد کمربندهایی چون بیتلیس–زاگرس، مکران، بیرجند–نهبندان، خوی–ماکو و سبزوار–تربت حیدریه گسترش یافتهاند. خط درز پالئوتتیس حاصل کوهزایی سیمرین است (Şengör, 1990) و افیولیتهای آن عموماً کمیاب هستند و بهشدت دگرریخت شدهاند (Zanchetta et al., 2013; Zanchi et al., 2016).
افیولیتهای نئوتتیس کمربندی نزدیک به ۷۰۰۰ کیلومتر در جنوب اوراسیا را تشکیل میدهند و به افیولیتهای ژوراسیک با ویژگی MORB در باختر و افیولیتهای بیشتر کرتاسه با ویژگی SSZ در خاور دانسته میشوند (Abbate et al., 1980). افیولیتهای نئوتتیس ایران بخشی از کمربند افیولیتی نزدیک به ۳۰۰۰ کیلومتری از قبرس تا عمان هستند و بهطور گسترده بررسی شدهاند (Moores et al., 2000; Robertson, 2002). بسیاری از پژوهشگران (Hassanipak and Ghazi, 2000; Ghazi et al., 2003; Khalatbari Jafari et al., 2003, Khalatbari Jafari and Shaer, 2004) افیولیت خوی را توصیف کردهاند. حسنیپاک و قاضی (Hassanipak and Ghazi, 2000) دریافتند افیولیت خوی همارز کمربند افیولیتهای درونی زاگرس است و از بستهشدن شاخة شمالباختری یک گذرگاه دریایی باریک مزوزوییک که خردقارة مرکزی ایران را فراگرفته است پدید آمده است. خلعتبری و همکاران (Khalatbari Jafari et al., 2003, Khalatbari Jafari and Shaer, 2004) پنج واحد زمینشناسی اصلی در منطقه خوی از شمالخاوری به جنوبباختری را شناسایی کردند:
۱) حاشیة قارهای جنوبباختری بلوک مرکزی ایران؛
۲) واحد دگرگونی خاوری که دارای مجموعة متا افیولیتی کادومین است؛
۳) واحد آتشفشانی–رسوبی فرا افیولیتی؛
4) افیولیت خوی بدون دگرگونی به سن کرتاسة پایانی؛
۵) واحد دگرگونی باختری.
حاشیة جنوبی بلوک مرکزی ایران که بیشتر از سنگهای آذرین و دگرگونی نئوپروتروزوییک ساخته شده است بهصورت ناپیوسته با رسوبات کامبرین و پرمین پوشیده شده است و سپس بهصورت زمینساختی با رسوبات ژوراسیک–کرتاسة آغازین در همبری است. این ناپیوستگیها نشاندهندة رخدادهای زمینساختی مهم در تکامل منطقه هستند. واحد دگرگونی خاوری مشتمل بر میکاشیست، آمفیبولیت با ویژگیهای زمینشیمیایی همانند MORB تا SSZ، سنگهای متاولکانیک و گنیس است. در واحد آتشفشانی–رسوبی فرا افیولیتی، توربیدیتها و برشهای دانهدرشت در بخشهای زیرین جای خود را به برشهای آتشفشانی و گدازههای بالشی که با رسوبات پلاژیک تداخل یافتهاند، میدهند.
مجموعة افیولیتی خوی، جوان و بدون دگرگونی است و از پریدوتیت گوشته ای، گابروهای لایهای، دایکهای دیابازی و حجم چشمگیری از بازالتهای بالشی تا تودهای ساخته شده است. واحد دگرگونی باختری شامل سنگهای دگرگونی درجه پایین با سن و خاستگاه نامشخص است و چهبسا امتداد خاوری سنگهای دگرگونی پرمین–پالئوزوییک خاور ترکیه (پوتورگ– بیتلیس) است.
افیولیت ماکو در امتداد شمالباختری افیولیت خوی جای دارد و سنگهای دگرگونی کادومین در شمالخاوری و جنوبخاوری آن رخنمون دارند. در نزدیکی سیاهچشمه، لاواهای آندزیتی، بازالتی تا داسیتی از نوع کالکآلکالن دیده میشوند که با رسوبات پلاژیک کرتاسة پایانی و سپس توربیدیتهای کرتاسة پایانی تا آغاز پالئوسن پوشیده شدهاند. وجود لایههای ضخیم سنگآهک پلاژیک در میان این سریها نشاندهندة تناوب دورههای آتشفشانی و غیرآتشفشانی در تکامل این پهنه است. همچنین، سیلها و دایکهای بازالتی کالکآلکالن نوع OIB در بخشهای بالایی رخنمون یافتهاند و رسوبات توربیدیتی را قطع میکنند (Shafaii Moghadam and Stern, 2015)
لیستونیتهای منطقة بابالو بهصورت رگهای و لنزی در میان مجموعة آمیزة افیولیتی که بخشی از پهنة شمالخاوری افیولیت خوی- ماکو است پدید آمدهاند. این مجموعة آمیزة افیولیتی در واقع شامل بخش پوستهای یک مجموعة افیولیتی ایدهآل است که مخلوطی از قطعات سنگهای مافیک و الترامافیک و آهکهای پلاژیک کرتاسة بالایی است و با سنگهای دگرگونی ناحیهای با رخسارههای متفاوتی از آمفیبولیت و شیستسبز مرز گسلی دارد. لیستونیتها با رخنمون سخت بهصورت رگههای جدا از هم و لنزی در پهنههای برشی مربوط به مجموعة آمیزة افیولیتی خوی- ماکو پدید آمدهاند. بر پایة محتوای فسیلی همراه، سن این افیولیتها کرتاسه بالایی بهدست آمده است. مجموعة آمیزة افیولیتی خوی- ماکو دگرگونه نیست و خلعتبریجعفری و همکاران (Khalatbari Jafari et al., 2003, Khalatbari Jafari and Shaer, 2004) سنگهای دگرگونی ناحیهای همراه آنها را دگرگونههای تریاس حاشیة ایران مرکزی دانستهاند؛ اما سنسنجی لوکوگرانیتهای تزریقشده درون این دگرگونهها (Azizi et al., 2011)، سن این دگرگونهها را پرکامبرین نشان میدهد و سن گرانیتها با فاز ادیاکاران همخوانی نشان میدهد.
هدف اصلی این پژوهش، بررسی ویژگیهای سنگنگاری و زمینشیمیایی لیستونیتهای منطقة بابالو با هدف شناسایی ترکیب کانیایی، تغییرات شیمیایی و الگوهای توزیع عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب است. همچنین، در این پژوهش، فرایندها، شرایط فیزیکوشیمیایی و سازوکارهای زمینشناسی مؤثر در پیدایش و تحول لیستونیتیشدن بررسی میشوند.
منطقة بررسیشده در نزدیکی روستای بابالو در فاصله حدود 39 کیلومتری خاور شهرستان چالدران در جنوب ماکو و شمال خوی در استان آذربایجان غربی قرار دارد. این محدودة در ردهبندی پهنههای ساختاری ایران در پهنة ساختاری البرز باختری- آذربایجان و در واحد آمیزه رنگین شمالباختری ایران (خوی- ماکو) قرار گرفته است (شکل 1).
بر پایة نقشة زمینشناسی تهیهشده از منطقة بابالو (شکل 2)، واحدهای سنگی شناساییشده به شرح زیر هستند: مجموعة آمیزة افیولیتی بابالو که در واقع شامل آمیختگیهایی از قطعات سنگهای حد واسط تا مافیک و پلیتی با نشانههایی از دگرگونی و دگرسانی، سنگهای دگرگونی ناحیهای (شاید به سن پرکامبرین) که بهصورت رخسارههای مختلف آمفیبولیت و شیست سبز همراه با درهمتنیدگی زمینساختی دیده میشوند که واحدهای رسوبی شامل کنگلومرای ائوسن و یک واحد آهکی، بهصورت پیشرونده و با ناپیوستگی زاویهدار (دگرشیب) روی این مجموعه جای گرفتهاند (شکل 3).
در بررسیهای صحرایی منطقة بابالو، درون مجموعة آمیزة افیولیتی دگرسانی لیستونیتی رخ داده است. سنگهای با ترکیب حد واسط تا مافیک (متامونزودیوریت-گابرو تا متادیوریت-گابرو، متاکوارتزمونزودیوریت) در مجموعة آمیزههای رنگی منطقه با رنگ خاکستری تیره تا سبز رخنمون دارند و بیشتر آنها فرسایش یافتهاند. این سنگها در نمونة دستی به رنگهای خاکستری تیره، سبز تیره تا سبز پستهای دیده میشوند. رنگ سبز غالب در این سنگها پیامد حضور کانیهایی مانند اپیدوت، کلریت و نیز بلورهای تیرهرنگ آمفیبول است (شکلهای 4-A و 4-B).
از آنجاییکه تا کنون بررسیهای سنگشناسی دقیقی روی این تودهها انجام نشده است، تعیین قطعی اینکه این تودهها بخشی از مجموعة آمیزة افیولیتی هستند یا سنی متفاوت دارند، در حال حاضر امکانپذیر نیست با این حال بهعنوان خاستگاه احتمالی لیستونیتها در نظر گرفته میشوند.
شکل 1. نقشة زمینشناسی سادهشدة ایران و کمربندهای اصلی افیولیتی (Moghadam et al., 2014).
Figure 1. Simplified geological map of Iran and the main ophiolitic belts (Moghadam et al., 2014).
شکل 2. نقشة زمینشناسی منطقة بابالو، برگرفته از نقشة زمینشناسی 1:100000 ماکو (Amini-Azar and Abbasi, 2003) و بررسیهای میدانی در منطقه.
Figure 2. Geological map of the Babaloo area, adapted from the 1:100,000 Maku geological map (Amini-Azar and Abbasi, 2003) and field observations from the area.
شکل 3. نمایی دور از واحدهای سنگی منطقة بابالو (دید رو به شمالخاوری).
Figure 3. Distant view of the rock units in the study area (view toward the northeast).
لیستونیتها با رخنمون سخت بهصورت رگههای جدا از هم و لنزی در پهنههای برشی مربوط به سنگهای حد واسط و مافیک آمیزة افیولیتی پدید آمدهاند (شکل 5-A). بر پایة اندازهگیری انجامشده در منطقه، روند و امتداد کانیسازی مرتبط با دگرسانی لیستونیتی با امتداد N50W موازی روند افیولیتهاست و لیستونیتها در امتداد گسل و موازی با آمیزه افیولیتی پدید آمدهاند. این سنگها در منطقه از دیدگاه ریختشناسی برجسته هستند و علت آن را میتوان به مقاومت بالاترشان در برابر هوازدگی و رخنمون سخت و مقاوم آنها نسبت به سنگ میزبانشان دانست؛ هر چند فعالیتهای زمینساختی و جوان بودن رگهها نسبت به واحدهای همبر نیز میتواند دلیلی دیگر باشد. لیستونیتها بیشتر بهصورت لنزی و رگهای در پهنههای برشی که دچار دگرریختی شدهاند، پدید میآیند. این رگهها معمولاً تداوم خود را در کل روند حفظ نکردهاند و بهصورت رگههای جدا از یکدیگر هستند که این ویژگی بر پایة بررسیهای آفتابی و زرینکوب (Aftabi and Zarrinkoub, 2013) میتواند پیامد زمینساخت پویا باشد.
شکل 4. نمونة دستی از A) متامونزودیوریت تا متاگابرو؛ B) متاکوارتز مونزودیوریت.
Figure 4. Hand specimen of A) metamonzodiorite–gabbro; B) metaquartz monzodiorite.
کانیسازی ثانویه مس بهصورت مالاکیت و آزوریت در برخی نمونههای صحرایی سنگهای حد واسط تا مافیک و لیستونیتها دیده میشود. همچنین، رگههای کوارتزی و کربناتی در لیستونیتها گسترش دارند (شکلهای 5-B و 5-C). این سنگها در نمونة دستی بسته به نوع و میزان کانیهای خود، در چندین رنگ دیده میشوند. برخی نمونهها سفید یا زرد نخودی هستند و برخی دیگر بهعلت حضور کانیهای فوشسیت و مالاکیت، رنگ سبز به خود میگیرند. کانیهای فلزی مانند پیریت و کالکوپیریت نیز بهصورت پراکنده و افشان در مقیاس ماکروسکوپی دیده میشوند. همچنین، لکههای قهوهای تیره که در برخی نمونهها و بیشتر در پپیرامون کانیهای فلزی دیده میشوند و نشاندهندة حضور هیدروکسیدهای آهن مانند گوتیت هستند. رگههای سیلیسی نیز در نمونههای دستی بهخوبی دیده میشوند (شکلهای 5-C تا 5-F).
بررسیهای میدانی نشان داده است واحد کنگلومرایی با مرز گسله و بهصورت دگرشیب روی مجموعة افیولیتی جای دارد. نمونههای صحرایی این واحد از قطعات سنگی با رخسارهها و خاستگاههای گوناگونی مانند سنگهای دگرگونی، سرپانتینیت، قطعات سیلیسی و رسی ساخته شده است که با سیمان آهکی به هم پیوستهاند. همچنین، فسیلهایی به سن دورة ائوسن (آلوئولینا) دارند (شکلهای 6-A و 6-B).
در بررسیهای صحرایی، نمونهبرداری از سنگهای مافیک/حد واسط دگرگونۀ همراه مجموعة آمیزة افیولیتی، پهنههای دگرسانی لیستونیتی و برخی نمونههای رسوبی انجام شد. همچنین، زمینشناسی عمومی منطقه بهصورت کلی بررسی شد. پس از گردآوری نمونهها، برای انجام بررسیهای سنگنگاری، ۳۰ مقطع نازک و ۱۰ مقطع صیقلی در کارگاه سنگبری دانشگاه تبریز تهیه شد و در ادامه، بررسیهای سنگنگاری و کانهنگاری در آزمایشگاه زمینشناسی اقتصادی انجام گرفت. بر پایة دادههای بهدستآمده از بررسیها، شمار 10 نمونه از سنگهای لیستونیتی و 6 نمونه از سنگهای حد واسط- مافیک دگرگونی برای بررسیهای زمینشیمیایی به آزمایشگاه Actlabs در کانادا فرستاده شدند تا با دستگاههای XRF و ICP-MS تجزیه شوند (جدول 1). برای بررسی جایگاه زمینساختی منطقه و زمینشیمی سنگهای منطقة بابالو، این دادهها در نرمافزارهای زمینشناسی بررسی شدند.
شکل 5. تصویرهای صحرایی و نمونة دستی مربوط به لیستونیتها. A) لیستونیت بهصورت لنزی میان سنگهای حد واسط و مافیک مجموعة آمیزة افیولیتی؛ B) رگة کوارتزی و کانیسازی مالاکیت و آزوریت؛ C) نمونة دستی از لیستونیت با رگة سیلیسی؛ D) لیستونیت به رنگ سفید؛ E) لیستونیت به رنگ زرد نخودی؛ F) لیستونیت با رگة سیلیسی و همراه با مالاکیت.
Figure 5. Field and Hand-specimen photographs of listvenites. A) Lens-shaped listvenite within intermediate to mafic rocks of the mélange ophiolite complex; B) Quartz vein with malachite and azurite mineralization; C: Hand specimen of listvenite with a siliceous vein; D) White listvenite; E) Cream-yellow listvenite; F) Listvenite with a siliceous vein accompanied by malachite.
شکل 6. A-B) تصویرهای صحرایی از واحد کنگلومرای ائوسن.
Figure 6. A–B) Field photographs of the Eocene conglomerate unit.
جدول 1. دادههای بهدستآمده از تجزیة XRF و ICP-MS سنگهای لیستونیتی و سنگهای خاستگاه آنها منطقة بابالو.
Table 1. ????? and ICP-MS analytical data of listvenite and their source rocks from the Babalou area.
|
Sample No. |
DG-1 |
DG-2 |
DG-3 |
QD-1 |
QD-2 |
QD-3 |
Lis.Si-1 |
Lis.Si-2 |
|
SiO2 |
51.39 |
50.89 |
51.88 |
56.84 |
57.08 |
56.62 |
78.93 |
77.84 |
|
TiO2 |
1.83 |
1.92 |
1.74 |
1.89 |
1.82 |
1.76 |
0.12 |
0.11 |
|
Al2O3 |
13.38 |
13.24 |
17.88 |
18.9 |
18.08 |
17.92 |
1.7 |
1.68 |
|
Fe2O3 |
12.03 |
12.34 |
7.85 |
7.48 |
7.76 |
8.22 |
0.83 |
0.91 |
|
MnO |
0.21 |
0.24 |
0.26 |
0.36 |
0.34 |
0.42 |
0.06 |
0.04 |
|
MgO |
7.56 |
7.52 |
7.62 |
2.66 |
2.92 |
2.68 |
1.51 |
0.74 |
|
CaO |
6.2 |
6.32 |
6.12 |
2.91 |
3.02 |
2.88 |
10.54 |
10.88 |
|
Na2O |
3.01 |
3.02 |
2.98 |
3.48 |
3.36 |
3.54 |
0.05 |
0.04 |
|
K2O |
1.01 |
1.04 |
1.06 |
2.42 |
2.48 |
2.74 |
0.54 |
0.62 |
|
P2O5 |
0.35 |
0.36 |
0.34 |
0.1 |
0.12 |
0.14 |
0.01 |
0.01 |
|
LOI |
2.5 |
2.48 |
2.36 |
2.3 |
2.14 |
2.02 |
6.5 |
6.82 |
|
Total |
99.47 |
99.37 |
100.09 |
99.34 |
99.12 |
98.94 |
100.73 |
100.47 |
|
W |
0.1 |
0.1 |
0.2 |
0.6 |
0.6 |
0.5 |
0.6 |
1.1 |
|
B |
15 |
14 |
17 |
4 |
3 |
5 |
16 |
17 |
|
Li |
25.3 |
24.8 |
25.6 |
7.1 |
7.4 |
6.8 |
12.3 |
12.4 |
|
Cd |
0.1 |
0.08 |
0.12 |
0.07 |
0.06 |
0.09 |
0.07 |
0.08 |
|
V |
127 |
124 |
132 |
10 |
11 |
13 |
0.75 |
0.72 |
|
Cr |
388 |
385 |
372 |
5.7 |
6.8 |
9.4 |
1720 |
1712 |
|
Hf |
0.6 |
0.6 |
0.8 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
|
Ni |
200 |
198 |
202 |
8.2 |
8.6 |
9.2 |
1080 |
1044 |
|
Er |
3.2 |
3.1 |
3.4 |
1.7 |
1.6 |
1.9 |
0.2 |
0.2 |
|
Be |
3.1 |
3.2 |
3.1 |
2.3 |
2.4 |
2.6 |
0.4 |
0.4 |
|
Ho |
1.1 |
1.2 |
1.4 |
0.8 |
0.9 |
0.8 |
0.075 |
0.08 |
|
Hg |
0.007 |
0.006 |
0.009 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
|
Ag |
0.27 |
0.24 |
0.31 |
0.59 |
0.58 |
0.52 |
0.13 |
0.12 |
|
Cs |
0.67 |
0.66 |
0.72 |
2.25 |
2.54 |
2.61 |
0.93 |
0.91 |
|
Co |
57.8 |
58.1 |
57.4 |
4.9 |
5.4 |
4.6 |
44.1 |
44.6 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample No. |
DG-1 |
DG-2 |
DG-3 |
QD-1 |
QD-2 |
QD-3 |
Lis.Si-1 |
Lis.Si-2 |
|
Eu |
2.6 |
2.4 |
2.7 |
2.28 |
2.32 |
2.29 |
0.7 |
0.68 |
|
Bi |
0.44 |
0.46 |
0.45 |
0.09 |
0.09 |
0.12 |
0.17 |
0.16 |
|
Se |
1.2 |
1.3 |
1.2 |
0.8 |
0.8 |
0.9 |
0.7 |
0.7 |
|
Zn |
145 |
144 |
152 |
147 |
148 |
162 |
24.2 |
24.2 |
|
Ga |
18.3 |
18.2 |
17.9 |
25.3 |
26.1 |
25.8 |
1.5 |
1.5 |
|
As |
5 |
5.4 |
6.2 |
2.5 |
2.2 |
2.6 |
19.7 |
19.2 |
|
Rb |
20.8 |
21.4 |
19.8 |
74.9 |
75.6 |
79.8 |
21.9 |
21.8 |
|
Y |
29 |
28.4 |
27.2 |
18.2 |
19.1 |
18.4 |
1.5 |
1.5 |
|
Zr |
14 |
16.8 |
17.2 |
11 |
12.8 |
25.6 |
8.9 |
8.8 |
|
Nb |
2.9 |
2.8 |
3.1 |
24.7 |
23.8 |
24.4 |
1.1 |
1.2 |
|
Mo |
0.44 |
0.46 |
0.52 |
0.98 |
0.92 |
1.02 |
3.53 |
3.48 |
|
In |
0.075 |
0.08 |
0.075 |
0.075 |
0.085 |
0.07 |
0.075 |
0.08 |
|
Sn |
1 |
1.2 |
1.4 |
4 |
4.6 |
4.2 |
4 |
3.8 |
|
Sb |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
1 |
1.1 |
1.4 |
2.5 |
2.4 |
|
Te |
0.075 |
0.07 |
0.08 |
0.075 |
0.085 |
0.08 |
0.075 |
0.07 |
|
Ba |
96 |
98 |
94 |
656 |
662 |
654 |
114 |
112 |
|
La |
37.6 |
36.9 |
38.1 |
388 |
384.2 |
345.6 |
2.3 |
2.4 |
|
Ce |
77.2 |
78.4 |
82.6 |
611 |
588.2 |
602.4 |
3.7 |
3.8 |
|
Pr |
9.4 |
9.2 |
9.6 |
66 |
64.2 |
66.8 |
0.4 |
0.4 |
|
Nd |
34.7 |
35.2 |
34.8 |
210 |
212.1 |
214.6 |
1.4 |
1.3 |
|
Sm |
6.8 |
6.6 |
7.1 |
25.6 |
24.8 |
25.3 |
0.3 |
0.3 |
|
Gd |
6.6 |
6.4 |
6.8 |
16.7 |
17.1 |
16.8 |
3 |
2.8 |
|
Tb |
1 |
1.2 |
1.4 |
1.3 |
1.6 |
1.5 |
0.075 |
0.08 |
|
Dy |
5.9 |
5.8 |
6.1 |
5.7 |
5.7 |
5.8 |
0.3 |
0.3 |
|
Cu |
413 |
415 |
452 |
78.1 |
80.2 |
92.4 |
305 |
302 |
|
Ge |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
0.5 |
0.6 |
0.5 |
0.075 |
0.08 |
|
Tm |
0.4 |
0.4 |
0.5 |
0.2 |
0.2 |
0.3 |
0.075 |
0.07 |
|
Yb |
2.8 |
2.6 |
2.9 |
0.9 |
0.8 |
0.9 |
0.1 |
0.1 |
|
Lu |
0.6 |
0.6 |
0.8 |
0.1 |
0.1 |
0.2 |
0.075 |
0.07 |
|
Ta |
0.1 |
0.1 |
0.2 |
0.6 |
0.5 |
0.6 |
0.1 |
0.1 |
|
Sr |
148 |
152 |
149 |
185 |
186 |
192 |
103 |
102 |
|
Re |
0.007 |
0.004 |
0.006 |
0.005 |
0.005 |
0.007 |
0.009 |
0.008 |
|
Tl |
0.16 |
0.17 |
0.18 |
0.48 |
0.44 |
0.46 |
0.31 |
0.32 |
|
Pb |
2.9 |
2.8 |
3.1 |
8 |
9.2 |
10.4 |
6 |
5.8 |
|
Th |
6.1 |
6.3 |
6.5 |
62.3 |
66.4 |
62.4 |
0.7 |
0.8 |
|
U |
1.5 |
1.4 |
1.8 |
1.6 |
1.8 |
2.1 |
0.2 |
0.2 |
|
Eu/Eu* |
0.94 |
0.96 |
0.91 |
0.34 |
0.34 |
0.34 |
2.26 |
2.27 |
|
(La/Yb)n |
9.05 |
9.57 |
8.86 |
290.56 |
323.78 |
258.89 |
15.51 |
16.18 |
|
Cr/Ni |
1.94 |
1.94 |
1.84 |
0.70 |
0.79 |
1.02 |
1.59 |
1.64 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample No. |
Lis.Si-3 |
Lis-Si-4 |
Lis-Si-5 |
Lis-Si-Cb-1 |
Lis-Si-Cb-2 |
Lis-Si-Cb-3 |
Lis-Si-Cb-4 |
Lis.Si-Cb-5 |
|
SiO2 |
79.02 |
78.45 |
76.94 |
61.42 |
62.05 |
61.82 |
60.98 |
61.74 |
|
TiO2 |
0.14 |
0.12 |
0.16 |
0.09 |
0.09 |
0.12 |
0.14 |
0.08 |
|
Al2O3 |
1.72 |
1.84 |
1.94 |
1.36 |
1.38 |
1.28 |
1.42 |
1.36 |
|
Fe2O3 |
0.88 |
0.78 |
0.86 |
2.64 |
2.54 |
2.66 |
2.48 |
2.54 |
|
MnO |
0.05 |
0.06 |
0.08 |
0.08 |
0.08 |
0.09 |
0.12 |
0.11 |
|
MgO |
0.72 |
0.68 |
0.78 |
5.19 |
4.88 |
5.21 |
5.08 |
5.14 |
|
CaO |
10.24 |
11.02 |
10.12 |
14.75 |
14.88 |
15.02 |
14.98 |
15.04 |
|
Na2O |
0.06 |
0.07 |
0.05 |
0.07 |
0.08 |
0.09 |
0.06 |
0.07 |
|
K2O |
0.54 |
0.58 |
0.52 |
0.41 |
0.44 |
0.38 |
0.41 |
0.44 |
|
P2O5 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
|
LOI |
5.82 |
5.74 |
7.92 |
13.8 |
11.32 |
10.84 |
12.14 |
10.98 |
|
Total |
99.89 |
100.07 |
100.14 |
102.19 |
100.14 |
99.93 |
100.18 |
99.9 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample No. |
Lis.Si-3 |
Lis-Si-4 |
Lis-Si-5 |
Lis-Si-Cb-1 |
Lis-Si-Cb-2 |
Lis-Si-Cb-3 |
Lis-Si-Cb-4 |
Lis.Si-Cb-5 |
|
W |
1.2 |
1.1 |
1.4 |
1.2 |
0.8 |
0.8 |
1.1 |
0.9 |
|
B |
16 |
19 |
18 |
30 |
32 |
28 |
34 |
35 |
|
Li |
12.5 |
11.8 |
12.4 |
10.2 |
10.2 |
10.8 |
10.6 |
10.7 |
|
Cd |
0.07 |
0.07 |
0.08 |
0.07 |
0.08 |
0.07 |
0.08 |
0.07 |
|
V |
0.75 |
0.78 |
0.74 |
0.75 |
0.78 |
0.72 |
0.74 |
0.75 |
|
Cr |
1742 |
1728 |
1708 |
1240 |
1248 |
1232 |
1244 |
1237 |
|
Hf |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
|
Ni |
1024 |
1032 |
1036 |
454 |
462 |
454 |
472 |
462 |
|
Er |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
|
Be |
0.5 |
0.4 |
0.6 |
0.6 |
0.5 |
0.7 |
0.6 |
0.5 |
|
Ho |
0.08 |
0.07 |
0.075 |
0.075 |
0.085 |
0.08 |
0.075 |
0.07 |
|
Hg |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
|
Ag |
0.14 |
0.12 |
0.13 |
0.11 |
0.11 |
0.13 |
0.12 |
0.13 |
|
Cs |
0.94 |
0.89 |
0.92 |
0.92 |
0.94 |
0.92 |
0.88 |
0.92 |
|
Co |
43.8 |
44.5 |
43.4 |
0.11 |
0.12 |
0.14 |
0.12 |
0.15 |
|
Eu |
0.72 |
0.7 |
0.66 |
0.6 |
0.6 |
0.5 |
0.5 |
0.6 |
|
Bi |
0.18 |
0.17 |
0.15 |
0.06 |
0.05 |
0.07 |
0.06 |
0.05 |
|
Se |
0.6 |
0.7 |
0.7 |
0.6 |
0.6 |
0.5 |
0.5 |
0.6 |
|
Zn |
23.8 |
24.6 |
24.8 |
26.1 |
26.2 |
25.6 |
25.8 |
26.4 |
|
Ga |
1.4 |
1.4 |
1.6 |
1.3 |
1.2 |
1.3 |
1.3 |
1.4 |
|
As |
18.8 |
19.4 |
19.6 |
36.5 |
35.8 |
36.4 |
36.2 |
35.4 |
|
Rb |
22.2 |
22.4 |
21.6 |
17.2 |
17.4 |
16.8 |
16.9 |
17.3 |
|
Y |
1.6 |
1.4 |
1.5 |
2.6 |
2.4 |
2.8 |
2.6 |
2.5 |
|
Zr |
8.6 |
9.1 |
8.9 |
9 |
9.2 |
9.1 |
8.8 |
9.2 |
|
Nb |
1.1 |
1.1 |
1.2 |
1.1 |
1.1 |
1.2 |
1.2 |
1.1 |
|
Mo |
3.54 |
3.42 |
3.48 |
0.82 |
0.88 |
0.86 |
0.78 |
0.91 |
|
In |
0.075 |
0.07 |
0.08 |
0.075 |
0.075 |
0.08 |
0.085 |
0.08 |
|
Sn |
3.6 |
4.2 |
4.1 |
3 |
3.2 |
2.8 |
3.1 |
2.9 |
|
Sb |
2.5 |
2.3 |
2.5 |
2.3 |
2.4 |
2.3 |
2.2 |
2.3 |
|
Te |
0.08 |
0.085 |
0.07 |
0.1 |
0.1 |
0.09 |
0.095 |
0.01 |
|
Ba |
116 |
109 |
118 |
92 |
94 |
90 |
88 |
92 |
|
La |
2.1 |
2.3 |
2.2 |
3.7 |
3.6 |
3.8 |
3.5 |
3.4 |
|
Ce |
3.6 |
3.6 |
3.7 |
6.3 |
6.4 |
6.2 |
6.8 |
6.1 |
|
Pr |
0.3 |
0.4 |
0.5 |
0.7 |
0.6 |
0.8 |
0.6 |
0.6 |
|
Nd |
1.4 |
1.2 |
1.4 |
2.6 |
2.5 |
2.7 |
2.8 |
2.4 |
|
Sm |
0.4 |
0.4 |
0.3 |
0.5 |
0.6 |
0.5 |
0.4 |
0.5 |
|
Gd |
3.2 |
3.2 |
3.4 |
0.5 |
0.5 |
0.6 |
0.4 |
0.8 |
|
Tb |
0.07 |
0.085 |
0.07 |
0.075 |
0.085 |
0.08 |
0.075 |
0.08 |
|
Dy |
0.4 |
0.3 |
0.3 |
0.4 |
0.4 |
0.5 |
0.3 |
0.4 |
|
Cu |
298 |
304 |
312 |
78.9 |
82 |
78.4 |
75 |
86.2 |
|
Ge |
0.085 |
0.075 |
0.07 |
0.075 |
0.075 |
0.07 |
0.085 |
0.08 |
|
Tm |
0.065 |
0.085 |
0.07 |
0.075 |
0.065 |
0.06 |
0.08 |
0.085 |
|
Yb |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
|
Lu |
0.08 |
0.085 |
0.075 |
0.075 |
0.08 |
0.085 |
0.07 |
0.085 |
|
Ta |
0.12 |
0.98 |
0.95 |
0.075 |
0.06 |
0.08 |
0.07 |
0.08 |
|
Sr |
108 |
104 |
105 |
243 |
245 |
252 |
262 |
244 |
|
Re |
0.009 |
0.008 |
0.009 |
0.003 |
0.004 |
0.004 |
0.003 |
0.003 |
|
Tl |
0.28 |
0.34 |
0.31 |
0.28 |
0.28 |
0.26 |
0.29 |
0.31 |
|
Pb |
6.2 |
6.4 |
5.9 |
9.1 |
9.2 |
8.9 |
9.4 |
8.8 |
|
Th |
0.8 |
0.7 |
0.7 |
0.8 |
0.9 |
0.8 |
0.8 |
0.9 |
|
U |
0.3 |
0.2 |
0.4 |
0.3 |
0.3 |
0.4 |
0.4 |
0.3 |
|
Eu/Eu* |
1.95 |
1.89 |
2 |
0.67 |
0.78 |
0.92 |
0.73 |
0.67 |
|
(La/Yb)n |
7.08 |
7.75 |
14.83 |
12.14 |
8.54 |
11.80 |
11.46 |
14.47 |
|
Cr/Ni |
1.70 |
1.67 |
1.65 |
2.73 |
2.70 |
2.71 |
2.64 |
2.68 |
سنگنگاری
بر پایة بررسیهای میکروسکوپی، این سنگها از کانیهای پلاژیوکلاز، پتاسیمفلدسپار، آمفیبول، پیروکس و اپیدوت ساخته شدهاند و بافت گرانوبلاستیک دارند. بیوتیت، کوارتز، اسفن، روتیل، کانیهای کدر و هیدروکسیدهای آهن بهعنوان کانیهای فرعی هستند که اسفن فراوانترین آنها است. پلاژیوکلازها ماکل تیغهای یا نوعی ماکل دگرریختی دارند و بیشتر دچار خمش و کینکباند شدهاند. بیشتر این بلورها دانه درشت هستند و میانبارهایی از اپیدوت و اسفن دارند (شکل 7-A). ارتوز نیز بهصورت بلور بیشکل و بیشتر دگرسان به کانیهای رسی دیده میشود (شکل 7-A). هورنبلند و پیروکسن نیز تا اندازهای دچار دگرسانی شدهاند (شکل 7-B).
شکل 7. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از متامونزودیوریت-متاگابرو تا متادیوریت-متاگابرو؛ A) پلاژیوکلازهای با ماکل تیغهای که دچار خمش شدهاند همراه با ارتوزهای دگرسان به کانیهای رسی؛ B) کانیهای هورنبلند و پیروکسن دگرسانشده بههمراه کانی فرعی اسفن؛ C) کلریتیشدن بلورهای آمفیبول؛ D) آمفیبولهای تیغهای و بلورهای اپیدوت خردشده (مخفف نام کانیهای از وار Warr, 2021))).
Figure 7. Photomicrographs of metamonzodiorite– meta gabbro to metadiorite– meta gabbro. A) Plagioclases with bent lamellar twinning, along with albitized orthoclase into clay minerals; B) Altered hornblende and pyroxene minerals associated with accessory sphene; C) Chloritization of amphibole crystals; D) Bladed amphiboles and fractured epidote crystals. Mineral Abbreviations from Warr (2021).
کلریت و اپیدوت بهصورت ثانویه از دگرسانی کانیهای اولیه مانند پلاژیوکلاز و آمفیبول پدید آمدهاند (شکلهای 7-C و 7-D). اپیدوتها از نوع کلینوزوییزیت با خاموشی مایل هستند و بیشتر در اثر فرایندهای زمینساختی خرد شدهاند. در مجموع دگرسانی این تودهها سوسوریتی ضعیف تا متوسط است.
این سنگها بیشتر از کانیهای پلاژیوکلاز، اپیدوت (شامل آلانیت و پیستاسیت)، پتاسیمفلدسپار، کوارتز و مسکوویت تشکیل شدهاند و کانیهای بیوتیت، روتیل و کدر بهصورت فرعی در آنها حضور دارند. پلاژیوکلازها ماکل تیغهای نشان میدهند و بیشتر نشانههای دگرسانی در آنها دیده میشود؛ بهگونهایکه بهصورت کربناتی، سریسیتی و رسی درآمدهاند (شکل 8-A). پتاسیمفلدسپار بیشتر بهصورت ارتوز دیده میشود که حالتی غبارآلود دارد و بهشدت دگرسان شده است (شکل 8-A). اپیدوت به دو نوع آلانیت و پیستاسیت دیده میشود؛ آلانیت به رنگ قهوهای و کاملاً بیشکل است و از حاشیه با پیستاسیت جایگزین شده است (شکل 8-B). همچنین، رگههای اپیدوتی از نوع پیستاسیت همراه با آلانیت دیده میشود (شکل 8-C).
شکل 8. تصویرهای میکروسکوپی از متاکوارتزمونزودیوریت. A: پلاژیوکلاز با ماکل تیغهای و دارای خمش، و فرایند سریسیتی و کربناتیشدن فلدسپارها (در XPL)؛ B) اپیدوت نوع آلانیت در مرکز و حاشیة پیستاسیت (در PPL)؛ C) اکتینولیت شعاعیشکل میان کانیهای دیگر (در PPL)؛ D) بلورهای اپیدوت بهصورت پراکنده و رگهای (در PPL) (مخفف نام کانیهای از Warr (2021)).
Figure 8. Photomicrographs of meta–quartz monzodiorite. A) Plagioclase exhibiting lamellar twinning and bending, with sericitization and carbonatization of feldspars (in XPL); B) Epidote occurred as allanite at the core and pistacite at the rim (in PPL); C) Radial actinolite among other minerals (in PPL); D) Epidote crystals occurred in a scattered and vein-like (in PPL). Mineral Abbreviations from Warr (2021).
مسکوویت بهصورت پراکنده و در قالب بلورهای تیغهای و صفحهای حضور دارد. در پی رخداد دگرسانی لیستونیتی، رگههای سیلیسی و کربناتی در این سنگها پدید آمدهاند و گاه همراه با رگههای کوارتزی، بلورهای ریز کانیهای کدر دیده میشود که با مالاکیت جایگزین شدهاند. اکتینولیت به شکل تجمعات شعاعی، با رنگ سبز در نور معمولی، در میان کانیهای پلاژیوکلاز دیده میشود و بهطور کاملاً مشخص دچار کربناتیشدن شده است (شکل 8-D).
پدیدة دگرگونی در سنگهای آذرین درونی منطقة ضعیف است و تغییرات بافتی چندانی نداشته است. افزونبر بافت آذرین اولیه در همة تودههای آذرین درونی حفظ شده است و به همین دلیل از پیشوند متا در نامگذاری آنها استفاده شده است. برخی از شواهد مانند کینک باند در بلورهای پلاژیوکلاز و خاموشی موجی در بلورهای کوارتز نشاندهندة دگرریختی و دگرگونی ضعیف این سنگهاست.
بر پایة بررسیهای میکروسکوپی و ماکروسکوپی و با توجه به فراوانی کانیهای کوارتز و کربنات، دو نوع لیستونیت در منطقه شناسایی شده است: لیستونیت سیلیسی–کربناته و لیستونیت سیلیسی.
بر پایة بررسیهای میکروسکوپی، این نوع از لیستونیتها بیشتر از کوارتز و کربنات با نسبت کمابیش برابر پدید آمدهاند (شکل 9-A). اندازة بلورهای کوارتز از بسیار ریز تا درشت متغیر است و شکل بلورها از تیز گوشه تا گرد تغییر میکند و معمولاً خاموشی موجی دارند. در برخی نمونهها، کوارتزها دچار بازتبلور شده است و ازاینرو زیردانه[2] در بافت سنگ پدید آمدهاست. کربناتها در این لیستونیتها بیشتر بهصورت بیشکل در زمینه دیده میشوند؛ هرچند گاه رخ رومبوئدری و ماکل دوقلویی مشخص نیز در آنها دیده میشود. در برخی نمونهها که تا اندازهای دگرگون شدهاند، این ویژگیها چندان روشن نیستند؛ همچنین، رگههای کربناتی در زمینهای از کوارتز نیز دیده میشوند. کانی مسکوویت را میتوان در این مجموعه در دو نسل شناسایی کرد: نسل نخست شامل مسکوویتهای سبز روشن (فوشسیت) و نسل دوم شامل مسکوویت سفید-سبز با بلورهای صفحهای و سریسیت است.
مسکوویتها بیشتر همراه با کربناتها دیده میشوند (شکل 9-B)، که نشان میدهد پیدایش آنها در هنگام رخداد فرایند خروج سیلیس در مرحلة نخست و کربناتیشدن منطقه روی داده است. فوشسیت بهطور پراکنده در میان کانیهای کوارتز، بهصورت جریانی و موجی، همراه با کانیهای تیره دانه ریز در زمینهای کربناتی و در بیشتر نمونهها در زمینهای کوارتزی دیده میشود (شکلهای 9-C و 9-D). به باور امام و زهیر (Emam and Zoheir, 2013)، این بافت گویای رخداد فرایند پیدایش این کانی، همانند کوارتزها، در مراحل پایانی فرایند لیستونیتزایی است.
لکههایی از روتیل که کانی فرعی در برخی نمونههاست (بهصورت کانیهای سوزنیشکل ریز به رنگ قهوهای و سیاه) همراه با کانیهای کدر، کوارتز و فوشسیت دیده شد. پیدایش روتیل بهصورت جایگزینی Ti3+ درون سیال با Al3+ در ساختار فوشسیت رخ داده است. همچنین، بررسیهای میکروسکوپی نشان میدهد سولفیدهای دانه ریز بیشتر همراه با فوشسیت دیده شدهاند. به باور هالس و ژائو (Halls and Zhao, 1995)، این مرحله از دگرسانی میتواند با کانیسازی عنصرهای گرانبها، مانند طلا، همراه باشد.
شواهد سنگنگاری این گروه از لیستونیتها نشان میدهد این نمونهها از کانیهای کوارتز، کلسیت، مقدارهای کمتری مسکوویت، و کانیهای کدر ساخته شدهاند. از دیدگاه ترکیب کانیشناسی، این سنگها حاوی درصد بالاتری از فاز سیلیسی نسبت به فاز کربناتی هستند. سیلیس بیشتر بهصورت کوارتز و کلسدونی دیده میشود. بلورهای کوارتز دارای دامنة اندازهای گستردهای از ریز تا درشت هستند و گاه نشانه هایی از خردشدگی و شکستگی در آنها دیده میشود. کوارتزهای ریزتر بیشتر پرکنندة حفرهها هستند.
شکل 9. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از لیستونیتهای سیلیسی- کربناتی. A) رگه کربناتی در زمینهای از کوارتزهای بازتبلوریافته؛ B) مسکوویت با بلورهای صفحهای همراه با کربنات و فرایند کشش در کوارتز؛ C) فوشسیت بهصورت جریانی به همراه کانیهای کدر پراکنده در زمینهای از کربنات؛ D) کانیهای ریز روتیل به همراه فوشسیت و کانیهای کدر.
Figure 9. Photomicrographs (in XPL) of siliceous-carbonatic listvenites. A) Calcite veinlet within a groundmass composed of recrystallized quartz grains; B) Muscovite with platy crystals associated with calcite, observed alongside evidence of quartz strain; C) Fuchsite exhibiting a foliation texture, accompanied by dispersed opaque minerals within a carbonate matrix; D) Rutile, fuchsite, and opaque minerals.
در برخی نمونهها، رگچههای سیلیسی (مانند کلسدونی) بهصورت الگوهای شعاعی و پَرمانند[3] پدیدار شدهاند. این رگهها گاهی با هستهای متشکل از کوارتزهای ریزبلور، ساختاری شبهژئود[4] پدید میآورند (شکل 10-A). فاز کربناتی بیشتر شامل کلسیت است که بهصورت بیشکل و قطعهای[5] دیده میشود. برخی بلورهای کربنات رخ رومبوئدری و ماکلهای مشخصی از خود نشان میدهند؛ اگرچه وضوح شکلی بخشی از این کانیها در پی دگرگونی کاسته شده است. کربنات همچنین، بهصورت رگچهای یا پرکنندة شکستگیها در بافت سنگ پراکنده است. کانیهای لوزیشکل ماکلدار که در برخی نمونهها دیده میشوند، چهبسا دولومیت هستند (شکل 10-B).
پیدایش مالاکیت و آزوریت که کانیهای کربناتی ثانویه مس هستند، گویای رخداد کانهزایی سولفیدی در منطقه و دخالت محلولهای سوپرژن است (شکل 11-A). بر پایة بررسیهای میکروسکوپی، پیریت کانی اصلی سولفیدی است که بهصورت بلورهای بی شکل و با بافت افشان در سنگهای خاستگاه دیده میشود (شکل 11-B). پیریت را میتوان کانی سولفیدی حاصل از فعالیتهای فراگیر سیال گرمابی و دگرسانی لیستونیتی دانست. از دیگر ویژگیهای بافتی پیریتها در لیستونیتها میتوان جانشینی با هماتیت در حاشیة آن را نام برد که بافت جانشینی در آن واضح است و پیریت بهصورت بهجامانده در آن دیده میشود (شکل 11-C). گوتیت هم نوعی هیدروکسید آهن آبدار است که در شکستگیها و حاشیة پیریت بهطور ثانویه پدید آمده است. کالکوپیریت تنها کانی سولفیدی مس در منطقة بابالو است و نسبت به پیریت فراوانی بسیار کمتری دارد. این کانی با بافت افشان و دانه ریز به مقدار کمتر در زمینه سنگ دیده میشود (شکل 11-D).
شکل 10. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از لیستونیتهای سیلیسی. A) رگـههایی از کلسدونی بههمراه کوارتزهای دانهریز و نهانبلور و کربنات؛ B) بلورهای کربناتی (شاید دولومیت) به شکل پوششی روی کوارتزهای دانهدرشت.
Figure 10. Photomicrographs (in XPL) of siliceous listvenites. A) Veins of chalcedony along with fine-grained and cryptocrystalline quartz and carbonate; B) Carbonate crystals (possibly dolomite) forming a coating on coarse-grained quartz.
پس از جایگیری افیولیتهای منطقة بابالو و حاکمشدن زمینساخت فعال و گسلهای فراوان در منطقة بابالو، شرایط مناسب برای نفوذ آبهای سطحی و جوّی H2O و CO2 دار به ژرفای و گرمشدن آنها توسط منابع گرمایی مانند گرمای ناشی از اصطکاک در پهنههای برشی، گرادیان زمینگرمایی فراهم شده است و به افزایش قابلیت حلالیت آبها و رخداد دگرسانی انجامیده است.
آبهای گرم CO2 دار در ژرفا به دگرسانی واحدهای زیرین و سنگهای مسیر و شستشوی آنها انجامیده است. بدینگونه سیال از عنصرهای پایه، کمیاب (مانند: Cu، Si، Ca، S، K، Hg، As، W، Mo، Pb، Cr، Co، Sb، Ni، Ag، Fe) غنی شده است. این محلول از راه پهنههای برشی و گسلها بهسوی بالا حرکت کرده است و بهصورت یک محلول گرمابی غنی از عنصرهای محلول به درون گذرگاههای زمینساختی نفوذ کرده است و در شرایط سطحی و یا نزدیک به سطح در امتداد گسلها بهصورت رگهای مجموعه خود را به جای گذاشته است. بسته به عنصرهای درون سیال، فلزّات پایه و گرانبها بهصورت کمپلکسهای مختلف مانند H2S، Cl-، Hs و CO2-3 جابجا میشوند. بر پایة بررسیهای پلیسارت و همکاران (Plissart et al., 2009)، فرایندهای پیدایش لیستونیت در سه مرحله روی میدهد که در منطقة بابالو نیز بدینگونه بوده است: 1) کربناتیشدن؛ 2) سیلیسیشدن و 3) پیدایش میکا.
شکل 11. تصویر نمونة دستی و میکروسکوپی از کانهزایی در منطقة بابالو. A) آزوریت در نمونه لیستونیت؛ B) پیریت با بافت افشان؛ C) حاشیه جانشینی پیریت و جانشینی آن با هماتیت؛ D) کالکوپیریتهای ریز بهصورت افشان در زمینة سنگ.
Figure 11. Hand specimen and photomicrographs of mineralization in Babalou area. A) Azurite in a listvenite specimen; B) Disseminated pyrite texture; C) Pyrite replacement rims converting to hematite; D) Fine-grained, disseminated chalcopyrite within the rock matrix.
در مرحلة نخست دگرسانی، کربنات غالب است (Tuysuz and Erler, 1993; Buckman and Ashley, 2020) و کانیهای کربناتی مانند کلسیت و دولومیت پدید میآیند. نخست واکنشهای پیشدرآمد لیستونیتزایی رخ داده است. سیال گرمابی CO2 دار در سنگهای مسیر مؤثر بوده است و به دگرسانی کانیهای اولیه آنها انجامیده است. در این دگرسانی کانیهای فرومنیزین و فلدسپارها در سنگ تجزیه شدهاند و ترمولیت و اپیدوتها (کلینوزوییزیت، آلانیت و پیستاسیت) و کلریت پدید آمدهاند. آلانیت میتواند از جانشینی برخی عنصرهای REE3+ با Ca2+ در کانیهای کلسیمدار مانند کلینوزوییزیت، ترمولیت- اکتینولیت پدید آید (Armbruster et al., 2006). فرایند کربناتیشدن به روشنی رخ داده است. همانگونهکه پیشتر نیز گفته شد، میتوان چنین در نظر گرفت که این فرایند در شرایط فیزیکوشیمیایی سیال با XCO2 و pH بالا تا متوسط، ƒO2 و ƒS2 تقریباً کم پدید آمده است (Buckman and Ashley, 2020) و دمای دگرسانی نزدیک به °C 100< در نظر گرفته شده است. سیالهای گرمابی توانایی شستشو و حمل یون Ca2+ را از کانیهای کلسیمدار و یون Mg2+ در کانیهای فرومنیزین را دارند و میتوانند در سیال CO2 دار جابجا شوند. در این مرحله افزونبر کلسیت با فراهمشدن شرایط مناسب برای تهنشست و جایگیری یونهای آزادشده مانند Mg2+ و Ca2+ از سنگ خاستگاه و سنگهای مسیر، کربناتهای مورد نظر جایگزین میشوند و دولومیت هم میتواند پدید آید (Ziyakirmaci and Akdag, 2005).
ورود سیلیس و غنیشدگی آن در سیال نشاندهندة محیط اسیدی محلولهای گرمابی است که برای پیدایش لیستونیت فعال است (Akbulut et al., 2006; Uçurum, 2000). با تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی سیال و کاهش pH، XCO2 و افزایش ƒO2 و ƒS2، سیلیسیشدن در دمای کمتر سیال (نزدیک به ℃100>) روی میدهد (Buckman and Ashley, 2020). CO2 در مرحله نخست و توسط پیدایش کربناتها مصرف میشود و ازاینرو، در این مرحله، سیال دگرسانی غنی از SiO2 است و مرحلة دوم پیدایش لیستونیت رخ میدهد (Tuysuz and Erler, 1993; Buckman and Ashley, 2020). افزونبر CO2، CaO و MgO نیز در مرحلة نخست مصرف شده است و در این مرحله تنها فازهای کانیایی سیلیسی مانند کوارتزهای دانه درشت پدید آمدهاند. سپس تکرار واکنشهای لیستونیتزایی رخ داده است که گواهِ آن رگچهها و رگههای کوارتز و کربناتی جدیدتر هستند که زمینة سیلیسی و کربناتی قدیمیتر را قطع کردهاند. بر پایة بررسیهای فروست (Frost, 1985)، اگر گوگرد بهصورت کمپلکس H2S حمل شود، شرایط سیال با ƒO2بالا و غنی از H2S حلّالیت سولفید را کاهش میدهد و موجب تهنشینی این فازها میشود. به باور چولاکاوغلو (Çolakoğlu, 2009) کاهش حرارت و دما عامل تهنشست سولفیدها در لیستونیتهاست. از اینرو، در لیستونیتهای بابالو شرایط پیدایش کانیهای سولفیدی مانند پیریت و کالکوپیریت را میتوان اینگونه دانست.
بهطور کلی، برای ردهبندی لیستونیتها از دادههای مربوط به سنگهای دگرسانشدة لیستونیتی، در نمودارهای SiO₂–LOI و SiO₂–(CaO+MgO)–Fe₂O₃ بهره گرفته میشود. از مهمترین پارامترها برای دستهبندی لیستونیتها در نظر گرفتن مقدار SiO2 و LOI در این نوع سنگهاست؛ بهگونهایکه در لیستونیتهای کربناتی باید میزان سیلیس کم و نیز به دلیل مقدارهای فراوان CO2 و دیگر گونههای فرار، میزان LOI بالا باشد. بر عکس در لیستونیتهای سیلیسی میزان LOI کم و درصد SiO2 بالاست. لیستونیتهای سیلیسی- کربناتی هم به لحاظ میزان SiO2 و هم مقدار LOI حد واسط دو نوع پیشین هستند. بر پایة نمودار SiO2-LOI نمونههای منطقة بابالو در محدودة لیستونیتهای سیلیسی جای میگیرند (شکل 12-A).
در نمودار سهتایی SiO2-Fe2O3-(CaO+MgO)، لیستونیتهای سیلیسی و سیلیسی- کربناتی بر پایة درصد این اکسیدها تفکیک میشوند که برای نخستین بار توسط اوچروم (Uçurum, 1996) بهکار برده شده است. هر دو نوع لیستونیت در قطب نزدیک به SiO2 و روی خط (CaO+MgO)-SiO2 در محدودة لیستونیتهای غنی از سیلیس جای میگیرند. دور بودن از قطب Fe2O3 نشاندهندة نبود یا کمبود کانیهای آهندار ویژه لیستونیتها مانند آنکریت، سیدریت و ... است (شکل 12-B).
لیستونیتها بر پایة میزان SiO2 به دو نوع لیستونیتهای غنی از سیلیس (wt%52/15 < SiO2) و لیستونیتهای غنی از کربنات (wt%52/15 > SiO2) دستهبندی میشوند (Çolakoğlu, 2009). بر پایة بررسیهای میکروسکوپی و دادههای زمینشیمی دو نوع لیستونیت در منطقه شناسایی شدهاند که شامل لیستونیتهای سیلیسی- کربناتی و لیستونیتهای سیلیسی هستند.
شکل 12. نمودارهای ردهبندی لیستونیتها. A) نمودار SiO2- LOI (Nasir et al., 2007)؛ B) نمودار سهتایی (CaO+MgO)- Fe2O3-SiO2 (Uçurum, 1996).
Figure 12. Classification diagrams for listvenites. A) SiO2- LOI diagram (Nasir et al., 2007); B) (CaO+MgO)- Fe2O3-SiO2 ternary diagram (Uçurum, 1996).
لیستونیتهای سیلیسی غنی از SiO2 با مقدار میانگین Wt.% 23/78 و مقدار میانگین MgO برابر با Wt.% 88/0 و CaO برابر Wt.% 56/10 شناخته میشوند که نشاندهندة حضور کوارتز و کلسیت هستند. لیستونیتهای سیلیسی- کربناتی نیز با مقدار میانگین SiO2 برابر با Wt.% 60/61 و کمتر از مقدار آن در نوع سیلیسی هستند؛ اما مقدارهای میانگین MgO نزدیک به Wt.% 1/5 و CaO برابر با Wt.% 93/14 بیشتر از مقدارهای آنها در لیستونیت سیلیسی هستند. به گفته دیگر، میتوان گفت لیستونیت سیلیسی- کربناتی حاوی مقدارهای کمتری از SiO2 و مقدارهای بالای CaO وMgO، نسبت به نوع سیلیسی دارند. مقدار MgO کم در لیستونیتهای منطقة بابالو، از سنگ خاستگاه حد واسط/مافیک برخاسته است؛ چنانچه در لیستونیتهای گزارششده از دیگر مناطق با سنگ خاستگاه الترامافیک، درصد بالاتری از آن را دارند؛ بهگونهایکه مقدارهای بالای MgO (بیشتر از Wt.% 2/12) در لیستونیتهای منطقة سهلآباد در خاور ایران نشاندهندة سنگ خاستگاه هارزبورگیت برای آنهاست (Aftabi and Zarrinkoub, 2013). اکسیدهای Al2O3، Fe2O3 و K2O نیز در مقدارهای کم در لیستونیتهای سیلیسی- کربناتی وجود دارد. مقدار P2O5 و MnO در لیستونیتها بسیار کم است و این نشانة آنست که سنگ خاستگاه لیستونیتی شده از P و Mn کمابیش تهی بوده است. مقدار LOI یا عنصرهای فرار در نوع سیلیسی- کربناتی با مقدار میانگین نزدیک به Wt.% 81/11 و بیشتر از مقدار آن در نوع سیلیسی نزدیک به Wt.% 56/6 است.
نمودارهای عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت برای تمایز دو نوع مختلف لیستونیت بهکار برده شدهاند. در این نمودار الگوی لیستونیتها رسم شده و با یکدیگر مقایسه شدهاند (شکل 13). بر بر پایة این نمودار، لیستونیتهای سیلیسی (Lis.Si) غلظتهای REE بسیار کمی دارند و الگوهای آنها نیز به طور کلی هموار هستند؛ به این معنی که تفاوت چشمگیری میان غلظت LREE و HREE دیده نمیشود.
نکته برجسته در این گروه، یک ناهنجاری مثبت قوی Eu است (89/1 – 27/2Eu/Eu*=). این ناهنجاری مثبت Eu در لیستونیتهای سیلیسی چهبسا پیامد پیدایش سیلیس و کربناتها در لیستونیتهای سیلیسی از دگرسانی پلاژیوکلازهای کلسیک است. لیستونیت سیلیسی- کربناتی (Lis.Si-Cb) نیز غلظتهای REE کمابیش کمی دارد؛ اما بهطور کلی کمی بیشتر از لیستونیت سیلیسی هستند. الگوهای آنها بیشتر هموار هستند و ناهنجاری Eu قوی لیستونیتهای سیلیسی را ندارند. مقدارهای بالاتر REE در لیستونیتهای سیلیسی–کربناتی چهبسا پیامد حضور کلسیت است. بر پایة دادههای ارائهشده، نسبت (La/Yb)ₙ در لیستونیتها بدینگونه است:
شکل 13. مقایسة الگوی عنصرهای خاکی نادر لیستونیتها (بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ ناکامورا (Nakamura, 1974) برای کندریت).
Figure 13. Comparison of chondrite-normalized rare earth element pattern of listvenites (Normalized to Chondrite composition by Nakamur (1974).
پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) به کمک دادههای عنصرهای کمیاب، نمودارهایی را برای ردهبندی گرانیتوییدها از لحاظ جایگاه زمینساختی پیشنهاد دادهاند. در این نمودارها که عنصرهای کمیاب Y، Rb و Nb بهکار برده شدهاند. به علت متحرکبودن عنصر Rb در محیطهای گوناگون زمینشناسی، عوامل گوناگونی مانند دگرسانی، تجمع بلوری، آلایش پوستهای و تأثیر مواد فرار میتوانند به برداشتهای نادرست از این نمودارها بیانجامند؛ اما کاربرد دو عنصر Nb و Y همراه با Rb در این نمودارها، آنها را برای تعیین جایگاههای زمینساختی بسیار مؤثر ساخته است. بر پایة این نمودارها، نمونههای متاکوارتزمونزودیوریت در محدودة گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی (VAG) جای میگیرند (شکل 14). بنابراین این تودهها نمیتوانند با واحدهای افیولیتی مرتبط باشند؛ ازاینرو، نمیتوان آنها را خاستگاه لیستونیتها دانست. برای بررسی جایگاه زمینساختی تودههای متامونزودیوریت تا متادیوریت–متاگابرو از نمودار La/Yb در برابر Nb/La بهره گرفته شد. بر پایة این نمودارها، نمونههای منطقة بابالو در محدودة کمانهای قارهای[6] جای میگیرند (شکل 15).
با توجه به اینکه جایگاه زمینساختی تودههای متاکوارتزمونزودیوریت و متامونزودیوریت تا متادیوریت–متاگابرو با محیطهای افیولیتی همخوانی ندارند، نمیتوان آنها را بخشی از مجموعة آمیزة افیولیتی بهشمار آورد؛ در نتیجه، این تودهها نمیتوانند خاستگاه لیستونیتها باشند. ازاینرو، خاستگاه محتمل لیستونیتها را باید در سنگهای مافیک و الترامافیک افیولیتیِ بهشدت دگرسانشده جستجو کرد؛ سنگهایی که در منطقة بابالو اثری از آنها دیده نشده است.
شکل 14. جایگاه نمونههای متاکوارتزمونزودیوریت در نمودارهای تمایز جایگاه زمینساختی (Pearce et al., 1984).
Figure 14. The meta-quartz monzodiorite samples on the tectonic discrimination diagrams by Pearce et al. (1984).
شکل 15. ترکیب نمونههای متامونزودیوریت تا متادیوریت–متاگابرو در نمودارهای تمایز جایگاه زمینساختی (Hollocher et al., 2012).
Figure 15. Composition of meta-monzodiorite to meta-diorite–meta-gabbro samples on the tectonic setting discrimination diagrams (Hollocher et al., 2012).
میزان نیکل در این تودهها نیز نسبت به لیستونیتها کمتر است (جدول 1) که نشان میدهد این تودهها نمیتوانند خاستگاه پیدایش لیستونیتها باشند.
لیستونیتها بر پایة سرشت سنگ خاستگاه، حضور یا نبود پتاسیم، فیلوسیلیکاتِ تولیدشده و مقدار کانیهای سیلیسی و کربناتی ردهبندی میشوند (Halls and Zhao, 1995). از این رو، ازآنجاییکه خاستگاه لیستونیتهای منطقة بابالو سنگهای مافیک و الترامافیکِ بسیار دگرسانشدة مجموعة آمیزة افیولیتی بابالو دانسته میشود، سرشت سنگ خاستگاه مافیک/ الترامافیک دارند و پتاسیمدار هستند و نوعی ارتولیستونیت و آلومتامورفیک لیستونیت دانسته میشوند. همچنین، بر پایة درصد کانیهای سیلیسی و کربناتی و مقدار SiO2، دو نوع لیستونیت سیلیسی- کربناتی و سیلیسی شناسایی شده است. لیستونیتهای واقعی که سنگهایی ساختهشده از کانیهای مسکوویت سبز کرومدار (فوشسیت)، کوارتز، کربنات، سولفیدهای پراکنده مانند پیریت و کانیهای فرعی هستند، از دگرسانی دگرنهادیِ سنگ خاستگاه مافیک- الترامافیک پدید میآیند. همچنین، حضور فوشسیت در لیستونیتها نشاندهندة لیستونیت واقعی است (Halls and Zhao, 1995; Akbulut et al., 2006). هیچ عضو آذرین اسیدی درونی و بیرونی بهطور مستقیم و سینژنتیک در ارتباط با لیستونیتهای واقعی یافت نمیشود و لیستونیتهای مرتبط با گرانیتویید، به سنگهای دگرنهادیِ شبهلیستونیت مربوط هستند (Aftabi and Zarrinkoub, 2013). ازآنجاییکه لیستونیتهای منطقة بابالو کانی فوشسیت دارند و هیچگونه سنگ آذرین اسیدی درونی و بیرونی در ارتباط با آنها یافت نشده است، میتوان آنها را لیستونیت واقعی دانست. جایگاه لیستونیتهای منطقة بابالو در ردهبندیهای گوناگون در جدول 2 نشان داده شده است.
منطقة بابالو در خاور شهرستان چالدران (استان آذربایجان غربی) جای دارد و بخشی از مجموعة افیولیتی خوی–ماکو در پهنة آمیزه رنگین ایران و مرتبط با پوستة اقیانوسی تتیس جوان بهشمار میرود. سنگهای منطقه شامل واحدهای دگرگونی ناحیهای، سنگهای مافیک و حد واسط دگرگونشده و لیستونیتها هستند که بهطور پیشرونده با کنگلومرا و آهکهای ائوسن پوشیده شدهاند. در بررسی لیستونیتها، خاستگاه احتمالی آنها تودههای متاکوارتزمونزودیوریت و متامونزودیوریت تا متادیوریت–متاگابرو در نظر گرفته شدند. با این حال، بررسیهای زمینساختی نشان داد تودههای متاکوارتزمونزودیوریت در محدودة گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی جای میگیرند و ازاینرو، ارتباطی با محیطهای افیولیتی ندارند.
همچنین، تودههای متامونزودیوریت تا متادیوریت–متاگابرو نیز در محدودة کمانهای قارهای جای میگیرند. از اینرو، هیچیک از این دو گروه سنگی با محیط زمینساختی مناسب برای پیدایش لیستونیتها، یعنی محیطهای افیولیتی، همخوانی ندارند. افزونبر این، مقدار کمتر نیکل در این تودههای سنگی نسبت به لیستونیتها نیز فرضیة خاستگاه بودن آنها برای لیستونیتها را تأیید نمیکند. ازاینرو، گمان میرود خاستگاه محتمل لیستونیتها را باید در سنگهای مافیک و الترامافیک افیولیتیِ بسیار دگرسانشده جستجو کرد؛ سنگهایی که در منطقة بابالو نشانهای از آنها دیده نشده است.
جدول 2. جایگاه لیستونیتهای منطقة بابالو در ردهبندیهای گوناگون که بهصورت رنگی مشخص شده است.
Table 2. The position of the Babalou area listvenites in different classifications, highlighted in color.
|
Amount of siliceous and carbonatic minerals |
Type of phyllosilicate produced |
Presence or absence of potassium |
Nature of protolith |
||
|
Carbonatic |
Siliceous |
Siliceous-carbonatic |
Fuchsite-bearing listvenites (true listvenite) |
K-bearing allometamorphic listvenites |
Ultramafic, mafic listvenitized rocks (ortholistvenite) |
|
Fuchsite-free listvenites |
K-free autometamorphic listvenites (listvenitized sandstone, siltstone, shale, slate, and conglomerate) |
Sedimentary rocks such as listvenitized sandstone, siltstone, and conglomerate (paralistvenite) |
|||
|
Metamorphic rocks such as listvenitized slate and phyllite (epilistvenite) |
|||||
بر پایة بررسیهای میکروسکوپی و دادههای زمینشیمیایی، دو نوع لیستونیت در منطقه شناسایی شده است: لیستونیتهای سیلیسی و لیستونیتهای سیلیسی–کربناتی. بررسیهای سنگنگاری نشان میدهند لیستونیتهای سیلیسی–کربناتی بیشتر از کوارتز و کربنات با نسبت کمابیش برابر ساخته شدهاند؛ اما در لیستونیتهای سیلیسی، فاز سیلیسی (کوارتز) نسبت به فاز کربناتی فراوانی بیشتری دارد. از دیدگاه زمینشیمیایی، لیستونیتهای سیلیسی–کربناتی با مقدارهای بالاتر CaO و MgO و مقدارهای کمتر SiO₂ شناخته میشوند و فراوانی کانیهای کربناتی در آنها بیشتر است؛ اما لیستونیتهای سیلیسی SiO₂ بالاتر و مقدارهای CaO، MgO، Fe₂O₃، K₂O، Na₂O و TiO₂ کمتری دارند. کاهش عنصرهای قلیایی و قلیایی خاکی و افزایش سیلیس، نشاندهندة نقش سیالات گرمابی، تغییر شرایط pH و پیدایش کانیهای سیلیسی و کربناتی در مراحل گوناگون دگرسانی است. فرایند لیستونیتزایی در این منطقه در سه مرحلة اصلی روی داده است:
1) کربناتهشدن در شرایط قلیایی، دمای بالا و مقدار بالای XCO2؛
2) سیلیسیشدن در شرایط اسیدیتر، دمای کمتر و سیال غنی از SiO₂،
3) پیدایش میکا (فوشسیت یا مسکوویت سبز) همزمان با تبلور کوارتز.
خاستگاه عنصرهای Cu، K، Cr و S سنگهای مافیک و الترامافیکِ خاستگاه دانسته میشوند. حضور سولفیدهای ریزدانه همراه با فوشسیت میتواند نشاندهندة پتانسیل کانهزایی عنصرهای گرانبها باشد. لیستونیتهای سیلیسی مقدارهای بالاتری از عنصرهای کمیاب مانند Cr، Ni، Co، Cu و Mo دارند و از پتانسیل کانهزایی دارند؛ هر چند شرایط دمایی کم سیال یا کمبود برخی عنصرها شاید از پیدایش برخی سولفیدها جلوگیری کرده باشد که نیازمند بررسیهای بیشتری است. همچنین، حضور پیریت و کالکوپیریت و دگرسانی ثانویه آنها به هماتیت، گوتیت و کانیهای مس ثانویه مانند مالاکیت و آزوریت نشاندهندة فعالیت فرایندهای گرمابی و سوپرژن در منطقه است. ازآنجاییکه خاستگاه لیستونیتهای منطقة بابالو به سنگهای مافیک و الترامافیک بسیار دگرسانشدة مجموعة آمیزة افیولیتی بابالو بر میگردد، این سنگها از دیدگاه سرشت سنگ خاستگاه در ردة لیستونیتهای مافیک/الترامافیک پتاسیمدار هستند و میتوان آنها را نوعی ارتولیستونیت و آلومورفیک لیستونیت دانست.
نگارندگان از همة کسانیکه در انجام این پژوهش و تهیه این مقاله هر گونه مشارکتی داشتهاند، بهویژه همکاران و داوران محترم که با پیشنهادهای سازندة خود به بهبود کیفیت مقاله کمک کردند، صمیمانه سپاسگزاری میکنند.
[1] listwaenite/listvenite
[2] Sub-grains
[3] Feather-like
[4] Geode-like
[5] Fragmental
[6] continental arcs
)