دما- فشارسنجی توده‏‌های کوارتزدیوریت پورفیری و بررسی چگونگی پیدایش اسکارن وابسته با به‌کارگیری داده‏‌های شیمی کانی‏‌ در منطقة تیغناب، جنوب‌خاوری سربیشه (خاور ایران)

منطقة تیغناب در جنوب‌خاوری شهرستان سربیشه و جنوب‌باختری نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 ماهیرود (Guillou et al., 1981) میان طول‏‌های جغرافیایی ''29 '31 °60 تا ''59 '37 °60 خاوری و عرض‏‌های جغرافیایی ''34 '4 °32 تا ''18 '11 ° 32 شمالی، در استان خراسان جنوبی و در 104 کیلومتری جنوب‌خاوری سربیشه جای دارد. ماگماتیسم ائوسن- الیگوسن در خاور ایران (لوت- سیستان) سنگ‏‌های آتشفشانی، نهشته‌های آذرآواری و توده‏‌های آذرین درونی- نیمه‏‌عمیق را پدید آورده است (Pang et al., 2013) که در برخی مناطق، رخداد کانی‏‌سازی اسکارن را به‌دنبال داشته‌اند. نفوذ توده‏‌های نیمه‏‌عمیق با ترکیب کوارتزدیوریتی درون سنگ آهک و ماسه‏‌سنگ‏‌های پالئوسن- ائوسن سنگ‏‌های دگرگونی و رخداد اسکارن در منطقة تیغناب را در پی داشته است. کانی‏‌سازی اسکارن وابسته به توده‏‌های آذرین درونی- نیمه‏‌عمیق در منطقة جنوب‌خاوری سربیشه را برخی پژوهشگران مانند Yari (2014) در منطقة شمال کلاته‌شب و Rasouli (2015) و همچنین، Nakhaei و Mohammadi (زیر چاپ) در منطقة تیغناب معرفی کرده‌اند. ازآنجایی‌که کانی‏سازی اسکارن در منطقة تیغناب، ارتباط تنگاتنگی با توده‏‌های نیمه‏‌عمیق دارد، این پژوهش با هدف برآورد دما و فشار تبلور و تعیین محیط زمین‏‌ساختی پیدایش سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی برپایة ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها و همچنین، بررسی ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری، شیمی کانی‏‌ها و تعیین شرایط فیزیکوشیمیایی پیدایش اسکارن وابسته انجام شد. شناسایی ویژگی‌های کانی‏‌شناسی و جایگاه زمین‏‌ساختی توده‏‌های نیمه‏‌عمیق و شناخت کانی‏‌شناسی اسکارن منطقة تیغناب در زمینة اکتشاف مواد معدنی در خاور ایران اهمیت دارد.

زمین‌شناسی منطقه

منطقة بررسی‌شده در بخش خاوری زمین‏‌درز سیستان (Tirrul et al., 1983)، در محدودة نقشة زمین‏‌شناسی100000/1 ماهیرود (Guillou et al., 1981) و نقشة زمین‏‌شناسی چهارگوش گزیک با مقیاس250000/1(Guillou et al., 1990) جای دارد. زمین‏‌درز سیستان بقایایی از باریکه‌ای اقیانوسی و یکی از سرشاخه‏‌های نئوتتیس شمرده شده است که پیش از 86 میلیون سال پیش بسته شده است (Zarrinkoub et al., 2012). این پهنه در پی برخورد دو بلوک لوت و افغان پدید آمده است و ‌برپایة سن‌سنجی‏‌های انجام‌شده، زمان بسته‏‌شدن آن را به کرتاسة بالایی مربوط می‏‌دانند (Bröcker et al., 2013). در بخش شمالی پهنة جوش‌خوردة سیستان، سنگ‏‌های آذرین درونی- نیمه‌عمیق ترشیاری با روند کلی شمال باختری- جنوب‌خاوری رخنمون دارند که واحدهای مجموعه افیولیتی را قطع کرده‏‌اند. این سنگ‏‌ها در بخش باختری نقشة زمین‏‌شناسی ماهیرود، به‌صورت توده‏‌های کوچک و بزرگ از جنوب به‌سوی شمال در اطراف روستاهای تیغناب، درح، کلاته بالا و کلاته گاوآباد (گَوی) رخنمون دارند. شیل‏‌های سبز، ماسه‌سنگ و توربیدایت متعلق به کرتاسة بالایی از کهن‏‌ترین واحد سنگی در محدودة بررسی‌شده هستند (شکل 1). بیشتر توده‏‌های کوارتزدیوریتی منطقة تیغناب ساختار گنبدی دارند و به‌صورت توده‏‌های جداگانه و گاه به‌هم‌پیوسته رخنمون دارند. جایگیری توده‏‌های نیمه‏‌عمیق با مرز آشکار در نزدیکی ماسه‏‌سنگ‏‌ها و تزریق ماگما به‌صورت دایک و سیل در امتداد لایه‏‌بندی آنها نشان‌دهندة جوان‌تربودن این توده‏‌ها نسبت به واحدهای رسوبی است. از ویژگی‌های سنگ‏‌های حد واسط منطقة تیغناب، حضور بیگانه‏‌سنگ‏‌های سبز تیره با ترکیب آمفیبولیتی و مرز تند با سنگ میزبان است (Nakhaei and Mohammadi, in press). برونبوم‏‌های آمفیبولیتی را پیش از این Yousefzadeh و همکاران (2009) در سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیاری شمال و باختر بیرجند، در خاور ایران شناسایی کرده‌اند. این پژوهشگران، برونبوم‏‌های یادشده را نشانة دگرگونی ناحیه‏‌ای واحدهای بازیک مجموعه افیولیتی به آمفیبولیت در زمان جایگیری افیولیت خاور ایران در لبة پوستة قاره‏‌ای می‏‌دانند. نفوذ توده‏‌های نیمه‏‌عمیق با ترکیب کوارتزدیوریتی درون سنگ آهک و ماسه‏‌سنگ‏‌های پالئوسن- ائوسن پیدایش سنگ‏‌های دگرگونی مانند سنگ‏‌های سیلیسی‏‌شده (کوارتزیت)، مرمر و به‌طور محلی، رخداد اسکارن در جنوب تا جنوب‌باختری روستای تیغناب را در پی داشته است (شکل 1). شواهد صحرایی و بررسی نمونه‏‌های دستی اسکارن نشان‌دهندة حضور گارنت فراوان، مالاکیت، مگنتیت، گوتیت و لیمونیت در محدودة کانی‏‌سازی هستند.

شکل 1- نقشه زمین‏‌شناسی منطقة تیغناب ‌برپایة نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 ماهیرود (Guillou et al., 1981)، با اصلاحات (Nakhaei and Mohammadi, in press)

روش انجام پژوهش

این پژوهش برپایة بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی انجام شده است. پس از برداشت‏‌های صحرایی و نمونه‌برداری، شمار 70 مقطع نازک تهیه و بررسی دقیق سنگ‏‌نگاری شدند. برای بررسی شیمی کانی‏‌ها، مقاطع نازک صیقلی از نمونه‏‌های کوارتزدیوریت پورفیری و اسکارن تهیه و کانی‌های برگزیدة آنها پس از انجام مراحل آماده‌سازی، در انستیتو علوم‌زمین آکادمیا سینیکا در شهر تایپه کشور تایوان تجزیه شدند. برای بررسی بافت‏‌های ریزمقیاس و تهیة تصویرهای BSE از میکروسکوپ الکترونی روبشی مدل JEOL SEM JSM-6360LV بهره گرفته شد. شناسایی فازهای کانی‏‌ها با کمک طیف‏‌سنج پراکنده انرژی (EDS: Oxford Instruments Ltd., Xmax-50 with INCA-350) مجهز به SEM در شرایط پرتوی 15 کیلوولت و 2/0 نانوآمپر انجام شد. بررسی ترکیب شیمیایی کانی‏‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول در کوارتزدیوریت پورفیری و گارنت، پیروکسن و کانی کدر در اسکارن با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل JEOL EPMA JXA با ولتاژ kV 15، جریان nA12 و قطر پرتوی 2 میکرون انجام شد. برای بررسی‌های تکمیلی کانی‏‌شناسی، یک نمونه از اسکارن به روش پراش پرتوی ایکس تجزیة کانی‏‌شناسی شد. نمودارهای لازم برای شناسایی کانی‏‌ها با نرم‌افزارهای Minpet و CorelDraw رسم شدند.

سنگ‏‌نگاری

کوارتزدیوریت پورفیری: این سنگ‏‌ در نمونة دستی به رنگ خاکستری روشن مایل به سبز است. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز آن همراه آمفیبول در زمینة ریزدانه شناسایی می‌شوند. بافت‏‌ غالب در این سنگ، پورفیری با زمینة ریزدانه است (شکل‌های 2- A و 2- B). بافت پویی‌کیلیتیک نیز در برخی نمونه‏‌ها دیده می‏‌شود. کانی‏‌های روشن شامل پلاژیوکلاز (45 تا 65 درصدحجمی) و کوارتز (5 تا 15 درصدحجمی) هستند که به‌صورت فنوکریست و همچنین، به‌صورت بلورهای ریز در زمینة سنگ حضور دارند. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، به‌صورت نیمه‏‌شکل‌‏‌دار (شکل ‏‌2- A) تا شکل‌‏‌دار و بی‏‌شکل هستند. برپایة زاویة خاموشی، پلاژیوکلازها از نوع آندزین تا الیگوکلاز با ماکل پلی‏‌سینتتیک و در برخی نمونه‏‌ها با منطقه‏‌بندی و حاشیه واجذبی هستند. فنوکریست‏‌های کوارتز به‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‌‏‌دار (شکل 2- A)، بی‏‌شکل و گردشده (شکل 2- B) و گاه با حاشیة خلیجی دیده می‌شوند. پیدایش حاشیه‏‌های گرد‏‌شده و خلیجی در اطراف کانی‏ها به پیدایش جریان همرفتی در آشیانة ماگمایی ناشی از تغذیه با ماگمای داغ مربوط می‏‌شود (Shcherbakov et al., 2011). هورنبلند که تنها کانی فرومنیزین است، به‌صورت فنوکریست‏‌های بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‌‏‌دار (شکل‌های 2- A و 2- B) و گاه شکل‌‏‌دار دیده می‌شود. همچنین، هورنبلند در زمینة سنگ حضور دارد و 10 تا 25 درصدحجمی سنگ را فراگرفته است. کانی کدر (شکل ‏‌2- B)، زیرکن، اسفن و آپاتیت از سازندگان فرعی این سنگ‌ها هستند.

اسکارن: ‌برپایة بررسی‏‌های صحرایی و ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی، اسکارن تیغناب به دو گروه درون‌اسکارن و برون‌اسکارن دسته‌بندی شد که در ادامه به شرح ویژگی‌های هر یک از آنها پرداخته شده است:

درون‏‌اسکارن: درون‏‌اسکارن در بخش حاشیه‏‌ای تودة نیمه‏ژرف با گسترش بسیار محدود پدید آمده است. ترکیب سنگ‌شناختی آن همانند کوارتزدیوریت پورفیری است و بافت آن پورفیری با زمینة ریزدانه و گاهی پویی‌کیلیتیک است. میزان فنوکریست نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی سنگ است که از این مقدار، نزدیک به 40 تا 45 درصدحجمی را پلاژیوکلاز، 5 تا 10 درصدحجمی را هورنبلند و 5 تا 10 درصدحجمی را کوارتز تشکیل داده است. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز به کانی‏‌های رسی، سریسیت و اپیدوت (شکل‌های ‏‌3- A و 3- B) دگرسان شده است. در برخی نمونه‏‌ها، کانی پرهنیت نیز از دگرسانی پلاژیوکلازها پدید آمده است (شکل 3- C) که نشان‌دهندة رخداد دگرگونی درجة پایین است. فنوکریست‏‌های نیمه‏‌شکل‌‏‌دار تا شکل‌‏‌دار هورنبلند در درون‏‌اسکارن با اپیدوت، کلریت، کربنات (شکل 3- D) و اکسید آهن جایگزین شده است. کوارتز به‌صورت فنوکریست‏‌های بی‏‌شکل، گاه گردشده و همچنین، بلورهای ریز در زمینة سنگ دیده می‌شود. کانی کدر، اسفن و آپاتیت از کانی‏‌های فرعی این سنگ هستند.

شکل 2- ویژگی‌های میکروسکوپی (در XPL) سنگ‏‌های نیمه‏‌عمیق تیغناب با بافت پورفیری با زمینة ریزدانه. A) فنوکریست‌های پلاژیوکلاز نیمه‏‌شکل‌‏‌دار و دارای منطقه‏‌بندی؛ A، B) همراه فنوکریست‏‌های بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‌‏‌دار هورنبلند و حضور کانی کدر (تصویر B) (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از درون‌اسکارن تیغناب. A، B) تبدیل فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز به اپیدوت؛ C) پیدایش کانی‏‌های پرهنیت و اپیدوت از پلاژیوکلازها در اثر رخداد دگرگونی درجه پایین؛ D) تبدیل فنوکریست‏‌های هورنبلند به کربنات و کلریت (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

برون‏‌اسکارن: برون‏‌اسکارن تیغناب در سنگ‏‌های رسوبی (ماسه‏‌سنگ‏‌های کربناته) میزبان توده‏‌های نیمه‏ژرف پدید آمده است. بافت‏‌های رایج در برون‏‌ا‏‌سکارن شامل گرانوبلاستیک و کاتاکلاستیک هستند. ‌برپایة بررسی‏‌های میکروسکوپی، گارنت، پیروکسن، کلسیت، کانی کدر، اپیدوت، کلریت وکوارتز از کانی‏‌های سازندة برون‏‌اسکارن هستند. برون‏‌اسکارن‏‌ تیغناب شامل اپیدوت اسکارن، گارنت‏‌اسکارن کلریتی و اپیدوتی‏‌شده و گارنت‏‌اسکارن پیروکسن‏‌دار کلریتی و اپیدوتی‏‌شده هستند. کلسیت، کوارتز، اپیدوت، زوییزیت، کلریت و کانی کدر از کانی‏‌های سازندة اپیدوت‌اسکارن هستند (شکل 4- A). نمونه‏‌های اسکارن برداشت‏‌شده از محل ترانشه‏‌ها و مغزه‏‌های حفاری به‌علت حضور گارنت فراوان به رنگ قهوه‏‌ای روشن دیده می‏‌شوند. افزون‌بر این، وجود مالاکیت، گوتیت و لیمونیت همراه گارنت در برخی نمونه‏‌ها، زمینة سنگ به رنگ‏‌های سبز و زرد مایل به قهوه‏‌ای در آورده است. گارنت فراوان‏‌ترین کانی شناخته‏‌شده در مقاطع میکروسکوپی اسکارن تیغناب است که به‌صورت بلورهای درشت نیمه‏‌شکل‌‏‌دار، به‌طور عمده بی‏‌شکل و ایزوتروپ و همچنین، دانه‏‌ریز و رگه‏‌ای دیده می‏‌شود. گارنت از کانی‏‌های اصلی در اسکارن‏‌های کلسیک است که نقش مهمی در کنترل واکنش‏‌های شیمیایی دارد (Einaudi et al., 1981). بافت‏‌های غالب در اسکارن تیغناب، گرانوبلاستیک و پویی‏‌کیلوبلاستیک است؛ اما بافت کاتاکلستیک ناشی از عملکرد گسل‏‌های فراوان نیز در منطقه دیده می‏‌شود. در برخی مقاطع نازک، بلورهای درشت گارنت به‌صورت آنیزوتروپ با منطقه‏‌بندی نوسانی وجود دارند (شکل‌های‏‌4- B و 4- C). وجود منطقه‏‌بندی به‌علت تغییر در ترکیب شیمیایی گارنت (محلول‌جامد گروسولار- آندرادیت) است. گارنت آندرادیت در اثر ترکیب کربنات‌کلسیم سنگ‏‌های کربناتی با سیلیس و اکسید آهن پدید می‏‌آید (Beane, 1983). بلورهای درشت گارنت در برخی نمونه‏‌ها شکستگی‏‌های فراوان دارند که با کربنات (شکل 4- C) و گاهی کلریت و اپیدوت (نتیجه رخداد دگرگونی پسرونده) پر شده‌اند. در برخی نمونه‏‌ها، شدت دگرسانی به اندازه‌ای است که بخش‏‌های کوچکی از گارنت به‌صورت سالم و جزیره‏‌ای به‌جا مانده است. کلینوپیروکسن به مقدار کم به‌صورت بلورهای کمابیش ریز و بی‏‌شکل با بافت گرانوبلاستیک در همراهی با گارنت دیده می‏‌شود (شکل ‏‌4- D). این کانی در نور پلاریزه متقاطع به رنگ‏‌های نارنجی و قرمز- ارغوانی و در نور پلاریزه ساده به‌صورت بی‏‌رنگ با برجستگی بالا، ویژگی‌های نوری دیوپسید را نشان می‏‌دهد. حضور کانی‏‌های بی‌آب مانند گارنت و کلینوپیروکسن در این اسکارن به مرحلة نخست دگرگونی (پیشرونده) مربوط است. پیدایش پیروکسن در اسکارن بررسی‏‌شده نشان می‏‌دهد دگرگونی تا حد رخسارة پیروکسن‌هورنفلس بوده است. درصد بالای گارنت نسبت به کلینوپیروکسن در نمونه‏‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة حالت اکسیدان توده‏‌های نیمه‏ژرف و سیال‌های گرمابی پدیدآمده از آنها باشد (Meinert, 1997). کلسیت کانی دیگری است که هم به‌صورت اولیه با رخ‏‌های لوزی و هم به‌صورت بلورهای ریز در شکستگی‏‌ها پدید آمده است. اپیدوت به مقدار چشمگیر و به‌صورت بلورهای کمابیش ریز در میان گارنت و کربنات و همچنین، درون شکستگی‏‌های گارنت دیده می‌شود. شواهد میکروسکوپی نشان می‏‌دهند اپیدوت به‌ازای گارنت و در نتیجة افزایش ‌فوگاسیتة اکسیژن در مرحلة پسرونده پدید آمده است. همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، کلریت نیز در برون‏‌اسکارن تیغناب به‌صورت کانی ثانویه و از دگرسانی گارنت پدید آمده است (شکل 4- E). کوارتز به‌صورت بلورهای بی‏‌شکل و با بافت گرانوبلاستیک رگه و رگچه‏‌هایی را پدید آورده است. بررسی مقطع‌های نازک صیقلی نشان داد مگنتیت کانه مهم سازندة برون‏‌اسکارن تیغناب (شکل‌های 4- D و 4- F) است که به‌صورت جانشینی در گارنت و در مرحلة دگرگونی پسرونده همراه کانی‏‌های آبدار دما پایین (مانند: اپیدوت و کلریت) پدید آمده است. در برخی نمونه‏‌ها، مگنتیت در محل شکستگی‏‌های گارنت دیده می‏‌شود.

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از برون‏‌اسکارن تیغناب. A) حضور کانی‏‌های کلسیت، اپیدوت، زوییزیت و کوارتز همراه کلریت و کانی کدر در اپیدوت‏‌اسکارن؛ B، C) حضور بلورهای گارنت به‌صورت چندوجهی و دارای منطقه‏‌بندی در گارنت‏‌اسکارن. در تصویرC، شکستگی‏‌های گارنت با کربنات پر شده‌اند؛ D) حضور کلینوپیروکسن همراه بلورهای گارنت و کانی کدر در گارنت‏‌اسکارن پیروکسن‏‌دار؛ E) پیدایش کلریت از دگرسانی گارنت؛ F) حضور مگنتیت به‌عنوان کانة مهم (تصویرهای A تا D در XPL و تصویرهای E (در نور عبوری) و F (در نور انعکاسی) در PPL هستند) (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

افزون‌بر این، بررسی‌های کانه‏‌نگاری نشان داد پیریت و هماتیت نیز همراه مگنتیت وجود دارند. پیریت به‌صورت درهم‌رشدی و پراکنده در زمینة مگنتیت وجود دارد. همچنین، به حالت رگچه‏‌ای، مگنتیت را قطع کرده است که نشان‌دهندة پیدایش پیریت پس از مگنتیت است. این کانی در برخی بخش‌ها، از حاشیه با هماتیت جایگزین شده است. هماتیت محصول فرایندهای اکسیداسیون و دگرسانی پیریت و احتمالاً مگنتیت (مارتیتی‏‌شدن) است. در مرحلة دگرگونی پسرونده، کانی‏‌های بی‌آب پدیدآمده در مرحلة پیشین، در پی ورود سیال‌های گرمابی کم دما و فرایندهای آبگیری، کربن‏‌گیری و سولفیدی‏‌شدن، دگرسان شده و به مجموعه‏‌ای از کانی‏‌های سیلیکاته کلسیمی آب‏‌دار با کلسیم کمتر (اپیدوت)، کانی‏‌های اکسیدی (مگنتیت و هماتیت) و سولفیدی (پیریت) تبدیل شده‏‌اند.

ژیپس یکی از کانی‏‌های دگرسانی مرحلة تأخیری در اسکارن تیغناب است که بلورهای ریز تا کمابیش درشت آن به‌صورت رگه و رگچه، کانی‏‌سازی‏‌های پیشین (مانند: گارنت و مگنتیت) را قطع کرده است (شکل‌های 5- A تا 5- C‏‌). درون برخی شکستگی‏‌ها، تجمعات چشمگیری از بلورهای کمابیش درشت ژیپس دیده می‌‌شوند که با بیرفرنژانس ضعیف و رنگ خاکستری مایل به سفید شناخته می‏‌شوند (شکل 5- D). برخی بلورهای درشت آن، دو سری رخ منشوری با زاویه‌های نزدیک به 40 (38 تا 42) و 140 (138 تا 142) درجه دارند.

شکل 5- A، B) حضور رگه و رگچه‏‌های ژیپس در نمونة دستی؛ C، D) تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از حضور ژیپس در برون‏‌اسکارن تیغناب که کانی‏‌های گارنت و مگنتیت را قطع کرده است (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

شیمی کانی‏‌ها

شیمی کانی‏‌های کوارتزدیوریت پورفیری

پلاژیوکلاز: کانی پلاژیوکلاز در نزدیک به 50 نقطه تجزیه شد؛ اما به‌علت محدودیت در شمار صفحه‌ها، از آوردن همة داده‌های به‌دست‌آمده خودداری شد. گزیده‌ای از داده‌های تجزیة به روش ریزکاو الکترونی از کانی پلاژیوکلاز به‌همراه محاسبه فرمول ساختاری آنها در جدول 1 آورده شده‌اند. محتوای آنورتیت در پلاژیوکلازها برابربا 15 تا 45 درصدمولی و ترکیب آنها از آندزین تا الیگوکلاز متغیر است. مقدار ارتوز در ترکیب آنها ناچیز (6/0 تا 2درصد) است (جدول 1). در نمودار ارتوز- آلبیت- آنورتیت (شکل 6)، این پلاژیوکلازها در محدودة آندزین تا الیگوکلاز جای می‏‌گیرند.

جدول 1- داده‌های شماری از نقاط تجزیه به روش ریزکاو الکترونی از پلاژیوکلاز در کوارتزدیوریت پورفیری منطقة تیغناب به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده ‌برپایة 8 اتم اکسیژن

جدول 1- ادامه

جدول 1- ادامه

شکل 6- ترکیب پلاژیوکلازهای کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب در نمودار ارتوز- آلبیت- آنورتیت (Deer et al., 1991)

آمفیبول: به‌علت اهمیت آمفیبول‏‌ها به‌عنوان ثبت‌کننده‌های شیمیایی متغیرهای دما و فشار، این کانی در یک نمونه از کوارتزدیوریت پورفیری منطقة تیغناب تجزیة نقطه‌ای شد. به هنگام تجزیه تلاش شد آمفیبول‏‌هایی با ترکیب یکنواخت برگزیده شوند که منطقه‏‌بندی و حاشیة واکنشی ندارند و در تعادل با پلاژیوکلاز هستند. تصویرهای میکروسکوپ الکترونی از کانی‏‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول تجزیه‏‌شده در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب در شکل 7- A و نقاط آنالیز SEM شامل طیف‏‌های شماره 1 تا 7 روی کانی آمفیبول و طیف‏‌های شماره 13 تا 21 روی پلاژیوکلاز در شکل 7- B نشان داده شده‌اند. نتایج شماری از نقاط تجزیة ریزکاو الکترونی از کانی آمفیبول در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب به‌همراه محاسبه فرمول ساختاری آنها در جدول 2 آورده شده‌اند. محاسبة فرمول ساختاری آمفیبول‌ها ‌برپایة 23 اتم اکسیژن انجام شده است.

شکل 7- تصویر الکترونی از: A) پلاژیوکلاز و آمفیبول همزیست؛ B) محل نقاط تجزیة SEM روی کانی‏‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب

جدول 2- نتایج شماری از نقاط تجزیة ریزکاو الکترونیِ آمفیبول‏‌های کوارتزدیوریت پورفیری منطقة تیغناب به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده ‌برپایة 23 اتم اکسیژن

جدول 2- ادامه

گسترة Si در آمفیبول‏‌ها از 143/6 تا 780/7 اتم در واحد فرمولی و محتوای Na₂O آنها برابربا 16/0 تا 45/2 درصدوزنی است. مقدار کلسیم در جایگاه B برابربا 48/1 تا 98/1 و میزان سدیم در جایگاه B کمتر از 5/0 است. بر این پایه، آمفیبول‌های بررسی‌شده از نوع کلسیک هستند. برای نامگذاری آمفیبول‏‌ها از نرم‌افزار MinPet 2.02 (Richard, 1995) و برای تفکیک آهن از محاسبات فرمول ساختاری ‌برپایة روش‌های Avg.15-NK و 13-CNK (Leake et al., 1997) بهره گرفته شد. این روش که در آن فرمول کانی ‌برپایة فرمول بیشینه و کمینة Fe³⁺ بهنجار می‌شود، برای هورنبلند اشباع از کلسیم کاربرد است (Leake et al., 1997). بر این پایه، آمفیبول‏‌های تجزیه‌شده در گسترة کلسیک (شکل 8- A) و بیشترشان از نوع مگنزیوهورنبلند هستند (شکل 8- B).

شکل 8- آمفیبول‏‌های تجزیه‏‌شده در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب در: A) نمودار رده‏‌بندی BCa+BNa دربرابر BNa؛ B) نمودار رده‏‌بندی TSi دربرابر Mg/(Mg+Fe²⁺) (Leake et al., 1997)

دما- فشارسنجی

آمفیبول‏‌ها که شاخص شرایط تبلور هستند، پتانسیل چشمگیری برای زمین‌دما- فشارسنجی دارند. بسیاری از دما- فشارسنج‏‌ها ‌برپایة میزان Al هورنبلند هستند، زیرا مقدار Al هورنبلند در گرانیتوییدهای کالک‏‌آلکالن به‌طور خطی با فشار تغییر می‌کند و نشان‌دهندة ژرفای تبلور است (Helmy et al., 2004). Schmidt (1992) مقدار Al هورنبلند را در یک تونالیت طبیعی در شرایط اشباع از آب، در فشار 5/2 تا 13 کیلوبار و دمای 700- 655 درجة سانتیگراد به طریق تجربی محاسبه و رابطة زیر را به‌دست آورده است:

P (±0.6 Kbar) =- 3.01 + 4.76 Al_T

Vyhnal و همکاران (1991) ترکیب شیمیایی هورنبلندها در 15 توده گرانیتوییدی به سن کرتاسة پسین در آپالاش جنوبی را بررسی و رابطة زیر را برای محاسبة دمای مذاب آنها پیشنهاد کرده‌اند:

T (°C)= 25.3P + 654.9

در این پژوهش، برای به‌دست‌آوردن فشار در هنگام تبلور کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب از رابطة پیشنهادیِ Schmidt (1992) برپایة Al کل هورنبلند و در به‌دست‌آوردن دما از رابطة پیشنهادیِ Vyhnal و همکاران (1991) بهره گرفته شده است. بر این پایه، میانگین فشار حاکم در زمان تبلور هورنبلند در کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب برابربا 27/5 کیلوبار (ژرفای نزدیک به 20 کیلومتر) و دما برابربا 788 درجة سانتیگراد به‌دست آمدند. برای بررسی درستی نتایج دما و فشار به‌دست‌آمده از نرم‌افزار APG2 (Sayari, 2016) برپایة مقادیر کاتیون‏‌های مختلف در آمفیبول و همچنین، مقادیر Ab و An در پلاژیوکلازهای تجزیه‌شده بهره گرفته شد. این نرم‌افزار امکان انتخاب دما- فشارسنج‏‌های گوناگون را دارد. نتایج دما و فشار به‌دست‌آمده با نرم‌افزار یادشده و دما- فشارسنج‌های مختلف در جدول 3 آورده شده‌اند. میانگین فشار و دمای به‌دست‏‌آمده از روش‏‌های گوناگون به‌ترتیب نزدیک به 5 کیلوبار و 790 درجة سانتیگراد است که با نتایج به‌دست‌آمدة فشارسنج‌ و دماسنج‏‌های پیشنهادیِ Schmidt (1992) و Vyhnal و همکاران (1991) همخوانی دارد.

جدول 3- نتایج به‌دست‌آمده از دما- فشارسنج‏‌های گوناگون در نرم‌افزار APG2 (Sayari, 2016)

برآورد ‌فوگاسیتة اکسیژن

میزان فشاربخشی اکسیژن شاخص مهمی برای برآورد شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر تبلور توده‏‌های آذرین درونی است. ترکیب شیمیایی و همراهی برخی کانی‏‌ها برای بررسی شرایط پیدایش آنها مهم است. حضور مگنتیت، اسفن و کوارتز همراه آمفیبول در سنگ‏‌های نیمه‏ژرف بررسی‌شده نشان‌دهندة بالابودن ‌فوگاسیتة اکسیژن در ماگمای سازندة این سنگ‏‌هاست (Wones, 1989; Helmy et al., 2004). مقدار ‌فوگاسیتة اکسیژن برای سنگ‏‌های نیمه‏ژرف تیغناب ‌برپایة رابطة (Wones, 1989):

logƒO₂=-30930/T+14.98+0.142(P-1)/T

(که در آن T دما برپایة کلوین و P فشار برپایة بار است) نزدیک به (bars) برابربا 50/13- به‌دست آمد. این مقدار نشان‌دهندة شرایط اکسایش برای سنگ‏‌های نیمه‏ژرف تیغناب است. برای بررسی بیشتر، فشاربخشی اکسیژن با کمک نرم‌افزار APG2 (Sayari, 2016) نیز به‌دست آورده شد. برپایة دما- فشارسنج‏‌های گوناگون، فشار میانگین نزدیک به (bars) 13- به‌دست آمد که با نتایج محاسبات پیشین را تأیید می‌کند. این نتایج با حضور آمفیبول‏‌های سرشار از منیزیم در سنگ‏‌های بررسی‌شده همخوانی دارد. مقدار فشاربخشی اکسیژن در یک ماگما به محیط زمین‏‌ساختی پیدایش آن نیز بستگی دارد؛ به‌‌گونه‌ای‌که ماگماهای پدیدآمده در مرز صفحه‌های همگرا فشاربخشی اکسیژن بیشتری دارند (Ewart, 1979). بالابودن فشاربخشی اکسیژن در سنگ‏‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة ارتباط آنها با محیط فرورانش است.

محیط زمین‏‌ساختی و خاستگاه ماگما

ترکیب شیمیایی آمفیبول‏‌ها برای شماری از محیط‏‌های درون‌صفحه‏‌ای و فرورانش با هدف شناخت ویژگی‌های محیط‏‌های زمین‏‌شناسی مختلف بررسی شد. آمفیبول‏‌های وابسته به فرورانش (Suprasubduction amphibole)، نسبت به آمفیبول‏‌های درون‌صفحه‏‌ای (Intraplate) Na₂O و TiO₂ کمتری دارند؛ هرچند که دو گروه یادشده همپوشانی چشمگیری دارند (Coltorti et al., 2007). محتوای Na₂O و TiO₂ در آمفیبول‏‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة ارتباط آنها با محیط زمین‏‌ساختی فرورانشی است (شکل 9).

‌برپایة نمودار Al₂O₃ دربرابر TiO₂، ترکیب آمفیبول‏‌هایِ کوارتزدیوریت پورفیری تیغناب نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای و تأثیر مواد پوسته‏‌ای در پیدایش آنهاست (شکل 10).

حضور فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز با حاشیة واجذبی در سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی بررسی‌شده که در بخش سنگ‏‌نگاری از آنها یاد شد، نشان‌دهندة تغییر شرایط حاکم بر محیط ماگما مانند کاهش فشار در هنگام صعود و یا به‌علت تغییر ویژگی‌های فیزیکی و شیمیایی ماگما در اثر آلودگی با مواد پوسته‏‌ای در هنگام جایگیری در پوسته باشد (Ardila et al., 2019). داده‏‌های عناصر کمیاب در ترکیب سنگ کل برای شناسایی فرایندهای تبلوربخشی و تبلور همراه با آلودگی و هضم به‌کار برده می‌شوند (Dong et al., 2010). در نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، آنومالی منفی Ti از نشانه‏‌های مشارکت پوستة قاره‏‌ای در تکامل سنگ‏‌ها است (Dai et al., 2011). کاهیدگی Ti در نمودار عنصرهای کمیاب سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی تیغناب و همچنین، مقادیر بالای Rb، Th و K (Nakhaei and Mohammadi, in press) نشان‌دهندة نقش پوستة قاره‏‌ای در تکامل آنهاست. نسبتLa/Nb سنگ‏‌های با خاستگاه گوشته‏‌ای به آلودگی پوسته‏‌ای حساسیت نشان می‏‌دهد (Kheirkhah et al., 2015). این نسبت که برای سنگ‏‌های بررسی‌شده از 92/1تا2/4 در نوسان است (Nakhaei and Mohammadi, in press) نشان‏‌دهنده تبلوربخشی و آلودگی با مواد پوسته‏‌ای است. Lu و Yb رفتار زمین‌شیمیایی مشابهی دارند. ازاین‌رو، نسبت Lu/Yb تحت‌تأثیر فرایندهای ذوب‌بخشی یا تبلوربخشی قرار نمی‏‌گیرد (Dai et al., 2011). مذاب‏‌های برخاسته از گوشته نسبت Lu/Yb کم (میانگین: 15/0- 14/0) (Sun and McDonough, 1989) و مذاب‏‌های حاصل از پوستة قاره‏‌ای نسبت Lu/Yb بیشتری (میانگین 18/0- 16/0) (Rudnick and Gao, 2014) دارند. این نسبت برای سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی تیغناب برابربا 14/0تا 17/است و نشان می‌دهد ماگمای سازندة آنها خاستگاه گوشته‏‌ای داشته و دچار مقداری آلودگی با اجزای پوسته‏‌ای شده است. به‌طور کلی، آلودگی پوسته‏‌ای ماگماهای برخاسته از گوشته، در هنگام صعود در پوستة قاره‏‌ای و یا تکامل آنها در آشیانة ماگمایی پوسته‏‌ای اجتناب‌ناپذیر است (Castillo et al., 1999) و برای اثبات آن باید از داده‏‌های ایزوتوپی (مانند: Sr- Nd- Pb) استفاده کرد.

شکل 9- تعیین جایگاه زمین‏‌ساختی پیدایش آمفیبول‌های بررسی‏‌شده در: A) نمودار Na₂O دربرابر SiO₂؛ B) نمودار TiO₂ دربرابر SiO₂ (Coltorti et al., 2007)

شکل 10- موقعیت هورنبلندهای بررسی‌شده در نمودار Al₂O₃ دربرابر TiO₂ (Jiang and An, 1984; Zhang et al., 2014)

همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، آمفیبول‏‌ها در سنگ‏‌های نیمه‏ژرف منطقة تیغناب از نوع هورنبلند سبز با محتوای منیزیم بالا هستند. میزان عدد منیزیم (Mg# = Mg/Mg + Fe) در هورنبلند شاخص مهمی برای شناخت خاستگاه و تکامل سنگ‏‌های میزبان است (Huaimin et al., 2006)؛ به‌گونه‌‌ای‏‌که محتوای Mg# بیش از 7/0 نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای، Mg# برابربا 5/0 تا 7/0 نشان‌دهندة خاستگاه مختلط گوشته- پوسته و مقادیر کمتر از 5/0 نشانة خاستگاه پوسته‏‌ای ماگما هستند (Xie and Zhang, 1990). ‌برپایة داده‏‌های جدول 2، مقدار عدد منیزیم برای نقاط تجزیه‌شده هورنبلند در سنگ‏‌های نیمه‏ژرف تیغناب بیشتر از 7/0 است که خاستگاه گوشته‏‌ای ماگما را نشان می‏دهد.

شیمی کانی‏‌های اسکارن

گارنت‏‌ها: گارنت کانی رایج در طیف گسترده‌ای از سنگ‏‌های آذرین- دگرگونی گوناگون شامل پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای، سنگ‏‌های دگرگونی و سنگ‏‌های آذرین پرآلومین است که برای تعیین رویدادهای دگرگونی- کانی‌زایی به‌کار برده می‏‌شود (Cheng et al., 2018; Tian et al., 2019). گارنت‏‌های گرمابی فرایند برهم‌کنش سیال- سنگ را ثبت می‌کنند و شرایط فیزیکوشیمیایی کانی‏‌سازی گرمابی شامل دمای سیال، ‌فوگاسیتة اکسیژن، سرعت جریان سیال، pH و ترکیب شیمیایی را آشکار می‏کنند (Xiao et al., 2018; Tian et al., 2019). ازاین‌رو، کانی گارنت اطلاعات ژنتیکی مهمی دربارة تکامل سیال گرمابی و محیط پیدایش کانه به‌دست می‏‌دهد. این امر سبب می‏‌شود شیمی گارنت ابزار کارامدی برای شناخت انواع مختلف کانی‏‌سازی اسکارن به‌شمار رود.

در این پژوهش، نزدیک به 270 نقطه از گارنت‏‌های ایزوتروپ و آنیزوتروپ در دو نمونه از اسکارن تیغناب (نمونه‏‌های NT5 و NT6) تجزیة ریزکاو الکترونی شدند که تنها گزیده‌ای از نتایج شامل 18 نقطه (9 نقطه از هر نمونه) در جدول 3 آورده شده است.

جدول 3- نتایج تجزیة ریزکاو الکترونی شماری از نقاط تجزیه‌شدة در گارنت‏‌های دو نمونه از اسکارن منطقة تیغناب به‌همراه محاسبة فرمول ساختاری ‌برپایة 12 اتم اکسیژن

جدول 3- ادامه

نمودار سه‌تایی Sps+Alm-Grs-And (Meinert, 1997) سهم چهار سازنده‌های پایانی فراوان گارنت‏‌های گرمابی را نشان می‏‌دهد. این نمودارها یک خط مبنا برای رده‏‌بندی ذخایر اسکارن گوناگون شامل اسکارن‏‌های تنگستن، قلع، مولیبدن، طلا، روی، مس و آهن دارند. با وجود این، این نمودارها محدودیت مشخصی دارند؛ به‌گونه‌ای‏‌که زیرگروه‏‌های انواع ذخایر اسکارن همپوشانی چشمگیری دارند. برای نمونه، محدوده‏‌های ذخایر اسکارن آهن و طلا همپوشانی نشان می‌دهند. به‌طور مشابه، محدودة اسکارن مس با محدودة اسکارن مولیبدن همپوشانی بسیاری دارد. نتایج بررسی‏‌ها نشان داد ترکیب شیمیایی گارنت‏‌های بررسی‌شده در نمودارهای یادشده، از نوع محلول‌جامد آندرادیت- گروسولار (شکل 11) و در ردة گارنت‏‌های کلسیم‏‌دار (کانی رایج اسکارن‏‌های کلسیک) هستند. مقایسة ترکیب گارنت‏‌های بررسی‌شده با گارنت‏‌هایِ اسکارن‏‌های کلسیک جهان نشان داد این گارنت‏‌ها در محدودة اسکارن‏‌های آهن‏‌دار قرار گرفته‌اند (شکل 11). افزایش ‌فوگاسیتة اکسیژن و حضور محلول‏‌های با شوری بالا، شرایط را برای افزایش سازنده‌های پایانی آندرادیت در سری محلول‌جامد فراهم می‏کند (Deer et al., 1991). محتوای بسیار کم TiO₂ در گارنت‏‌های بررسی‏‌شده، نشان‌دهندة فعالیت بالای SiO₂ هنگام پیدایش آنها و از ویژگی‌های گارنت‏‌ها در اسکارن‏‌ها در مقایسه با گارنت‏‌های آذرین است (Dingwell and Brearley, 1985; Mokhtari et al., 2019).

شکل 11- ترکیب گارنت‏‌های اسکارن تیغناب در نمودار سه‌تایی Sps+Aml- Grs- And و مقایسه ترکیب شیمیایی آنها با کانه‌زایی اسکارن‏‌های معدنی جهان (Meinert, 1992)

ترکیب گارنت و پیروکسن در اسکارن‏‌ها اهمیت دارد؛ زیرا تغییرات ترکیبی آنها اطلاعات مهمی دربارة محیط پیدایش و رده‏‌بندی انواع اسکارن به‌دست می‏دهد (Meinert, 1992). گارنت سرشار از آلومینیم نشان‌دهندة درون‏‌اسکارن است؛ اما گارنت سرشار از کلسیم مانند آندرادیت در پی جانشینی سنگ‏‌های میزبان سرشار از کلسیم پدید می‌آید و شاخص برون‏‌اسکارن است (Murakami, 2005; Tiringa et al., 2020). گارنت آندرادیتی نشان‌دهندة محیط‏‌های اکسیدان و گارنت گروسولار شاخصی برای شرایط احیایی است (Einaudi et al., 1981; Newberry, 1983; Zhang et al., 2019). به باور Ciobanu و Cook (2004) و Jamtveit (1991)، افزایش نسبت‏‌های Adr/Grs از هسته به‌سوی حاشیه در گارنت‏‌های با منطقه‏‌بندی نوسانی، شاخصی از افزایش شرایط اکسیدان است. به باور Meinert و همکاران (2005)، در یک محیط اسکارنی اکسیدشده، فراوانی گارنت نسبت به پیروکسن بیشتر است. ‌برپایة آنچه گفته شد، وجود آندرادیت و فراوانی بیشتر گارنت نسبت به پیروکسن در اسکارن بررسی‌شده نشان‌دهندة شرایط اکسیدان است. این یافته با نتایج به‌دست‌آمده از بررسی شیمی کانی آمفیبول در کوارتزدیوریت پورفیری سازندة اسکارن تیغناب نیز همخوانی دارد.

همان‌گونه‌که در بحث سنگ‏‌نگاری گفته شد، وجود منطقه‏‌بندی نوسانی یکی از ویژگی‌های گارنت‏‌های آنیزوتروپ در اسکارن تیغناب است. تصویرهای BSE مربوط به موقعیت و شمارة نقاط تجزیه‌شده از حاشیه به‌سوی مرکز (1 تا 15) و سپس از مرکز به‌سوی حاشیه (16 تا 29) روی کانی گارنت و بررسی تغییرات ترکیبی این کانی (سهم آندرادیت و گروسولار) در شکل 12 نشان داده شده‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 12- B دیده می‏‌شود، مقدار سازندة گروسولار در پروفیل ترکیبی رسم‏‌شده، روند کمابیش یکنواختی دارد؛ اما مقدار سازندة آندرادیت تغییرات اندکی را نشان می‏‌دهد. نتایج به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاو الکترونی گارنت‏‌ها نشان می‏‌دهند بلورهای گارنتی که زودتر پدید آمده‌اند سازندة گروسولار بیشتری دارند و با پیشرفت واکنش‏‌های دگرگونی و مصرف آلومینیم، ترکیب بلورهای گارنت در حاشیه‏‌ها از آندرادیت (Fe) غنی‏‌تر می‏‌شود.

شکل 12- A) تصویر BSE مربوط به موقعیت و شماره نقاط تجزیه‌شده؛ B) بررسی تغییرات ترکیبی گارنت در یک نمونه از اسکارن تیغناب

منطقه‏‌بندی شیمیایی و شواهد بافتی که در بلورهای گارنت هنگام رویداد فرایندهای دگرگونی ثبت می‏‌شود، اطلاعات ارزشمندی دربارة تفسیر سرگذشت زمین‌ساختی- دگرگونی مناطق دگرگونی و تأثیر فرایندهای رشد و سیال‌ها هنگام دگرگونی به‌دست می‏‌دهد. سازوکار پیدایش منطقه‏‌بندی نوسانی در گارنت‏‌های گرمابی، تا کنون به‌عنوان بحث باقی مانده است. برخی بررسی‌ها منطقه‏‌بندی نوسانی را پیامد تغییرات در شرایط فیزیکوشیمیایی می‏‌دانند؛ اما برخی دیگر سازوکار مخصوص به خود را حمایت می‏‌کنند (Pollok et al., 2001). افزون‌بر این، ارتباط میان زمین‌شیمی گارنت و ذخایر اسکارن گوناگون هنوز به‌خوبی روشن نشده است. منطقه‏‌بندی نوسانی در گارنت‌های گرمابی رایج است (Shore and Fowler, 1996) و به دلایل زیر پدیدار می‏‌شود:

1- فرایندهای رشد درونی بلور که با فاکتورهای جنبشی مانند سرعت رشد بلور و میزان انتشار عنصرهای کلیدی در سیال، بدون هرگونه تأثیر بیرونی کنترل می‏‌شود (Wang and Merino, 1992)؛

2- تغییرات دوره‏‌ای عوامل بیرونب مانند فشار- دما، فشاربخشی اکسیژن و شیمی سیال (Jamtveit et al., 1993).

تغییرات سازندة پایانی گروسولار در سیستم‏‌های دگرگونی، در اثر عوامل ثانویه مانند درز و شکاف و یا پدیدة انتشار رخ می‏‌دهد؛ اما دربارة آندرادیت، عامل بیرونی مؤثر است. حضور سازندة آندرادیت و تغییرات آن در گارنت‏‌های بررسی‌شده به‌ترتیب نشان‌دهندة بالابودن ‌فوگاسیتة اکسیژن و تغییرات آن هنگام تبلور گارنت است. به گفتة دیگر، رشد بلورها در سیستم باز انجام شده است.

پیروکسن: پیروکسن از کانی‏‌های سازندة اسکارن تیغناب است که در مرحلة پیشروندة اسکارن‏‌زایی پدید آمده است. هیچ نشانه‌ای از تغییرات ترکیبی و منطقه‏‌بندی در بلورهای پیروکسن دیده نشده است. شماری از داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‌ای کلینوپیروکسن با ریزکاو الکترونی در جدول 4 آورده شده است. ‌برپایة این داده‌ها، کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‏‌شده نسبت Mg/(Mg+Fe) بالا (942/0 – 703/0) و ترکیب دیوپسیدی (Fs_2.90-14.80-Wo_48.90-50.70-En_35.10-46.50) دارند. در نمودار Q-J (شکل 13- A)، پیروکسن‏‌های بررسی‌شده در گسترة پیروکسن‏‌های کلسیم- منیزیم- آهن‏‌دار (Quad) و در نمودار سه‏‌تایی انستاتیت- ولاستونیت- فروسیلیت، در محدودة دیوپسید جای می‏‌گیرند (شکل 13- B). حضور پیروکسن سرشار از دیوپسید در کانی‏‌زایی آهن تیغناب نشان‌دهندة محیط اسکارن اکسیدشده است (Demir et al., 2017). ‌برپایة ویژگی‏‌های شیمیایی پیروکسن می‏‌توان به نوع کانی‏‌سازی اسکارن پی برد (Nakano et al., 1991). نسبت Mn/Fe در پیروکسن ‌برپایة نوع فلز متمرکز شده در اسکارن‏‌ تغییر می‏کند به‌گونه‌ای‌که در کانسارهای آهن- مس اسکارنی این نسبت کمتر از 1/0، در کانسارهای سرب و روی اسکارنی بیشتر از 2/0 و در کانسارهای تنگستن نزدیک به 15/0 است (Nakano et al., 1991). این نسبت در بلورهای کلینوپیروکسن اسکارن تیغناب ناچیز است (01/0 تا 07/0) و با کانسارهای اسکارن آهن- مس همخوانی دارد.

جدول 4- گزیده‌ای از نتایج تجزیة ریزکاو الکترونیِ کلینوپیروکسن و محاسبه سازنده‌های پایانی آن برپایة 6 اکسیژن

شکل 13- ترکیب پیروکسن‏‌های اسکارن تیغناب در: A) نمودار Q-J (Q=Ca+Mg+Fe²⁺; J=2Na)؛ B) نمودار سه‌تایی انستاتیت- ولاستونیت- فروسیلیت (Morimoto et al., 1988)

مگنتیت: نتایج تجزیة ریزکاو الکترونی مگنتیت‏‌های بررسی‌شده در جدول 5 آورده شده‌اند. مقدار FeO در ترکیب این کانی برابربا 57/88 تا 07/93 درصدوزنی است. همان‌گونه‌که در بخش سنگ‏‌نگاری برون‌اسکارن گفته شد، مگنتیت مهم‏‌ترین کانة پدیدآمده در اسکارن تیغناب است که همراه با پیریت و هماتیت دیده می‏‌شود.

جدول 5- نتایج تجزیة ریزپردازشی کانی مگنتیت در اسکارن تیغناب

جدول 5- ادامه

شرایط فیزیکوشیمیایی پیدایش اسکارن

فرایند اسکارن‏‌زایی در منطقة بررسی‌شده، پس از رخداد دگرگونی همبری با هجوم سیال‏‌های داغ جداشده از توده‏‌های نیمه‏ژرف درون سنگ‏‌های میزبان آغاز شده است. این سیال‏‌ها دارای Fe، Si و Mg در شرایط اکسیدان هستند و سبب واکنش‏‌های کربن‏‌زدایی و توسعة کالک‏‌سیلیکات‏‌های بی‌آب غنی از آهن (مانند: گارنت و پیروکسن) می‏‌شوند (Mokhtari et al., 2019). داده‏‌های گوناگون نشان داده‌اند XCO₂ در سیال‌های گرمابی گرفتار در برخی اسکارن‏‌های کلسیک وابسته به توده‏‌های پورفیری (به‌عنوان سیستم باز) کم (1/0) است (Einaudi, 1982). افزون‌بر این، به باور Einaudi و همکاران (1981)، در بسیاری از اسکارن‌ها، XCO₂ از مقادیر اولیه 2/0 تا مقادیر تأخیری 05/0 متغیر است. در صورت وجود ولاستونیت، این مقادیر کمی بیشتر می‏‌شود. آندرادیت در شرایط XCO₂ کمابیش کم پایدار است و با افزایش XCO₂ به پیروکسن، کلسیت و مگنتیت تجزیه می‏‌شود (Uchida, 1983). بر این پایه، مقدار XCO₂ برای اسکارن تیغناب کمتر از 2/0 برآورد می‏‌شود. آندرادیت محدودة پایداری گسترده‌ای از دمای 400 تا 700 درجة سانتیگراد و logƒO₂ از 15- تا 25- دارد (Einaudi, 1982; Taghipour et al., 2015). این کانی در دمای بالاتر از 700 درجة سانتیگراد با مجموعة ولاستونیت + مگنتیت و در دمای بالاتر از 550 درجة سانتیگراد (بسته به ƒO₂) در حضور کوارتز، با مجموعة هدنبرژیت + ولاستونیت جایگزین می‌شود (Perkins et al., 1986). نبود ولاستونیت در اسکارن تیغناب نشان می‌دهد گارنت و کلینوپیروکسن در دمای کمتر از 550 درجة سانتیگراد در فشار سیال bar500 و 1/0= XCO₂ با محلول‏‌های متاسوماتیزه‌کننده متبلور شده‏‌اند. جانشینی گارنت‏‌های بررسی‌شده با مگنتیت و کلسیت نشان‌دهندة دمای نزدیک به 400 تا 450 درجة سانتیگراد برای این رخداد است (Perkins et al., 1986). وجود مرز بلوری مشخص میان گارنت‏‌ها و پیروکسن و نبود جانشینی میان آنها نیز چه‌بسا نشان‏‌دهنده پیدایش آنها در بازة دمایی430 تا 550 درجة سانتیگراد و ‌فوگاسیتة اکسیژن بیشتر از ^26-10 است. به باور Chavideh و همکاران (2018)، پیدایش آندرادیت در اسکارن‏‌ها همزمان با دوره‏‌های جوشش سیال گرمابی بوده است. این جوشش سبب اکسیداسیون سیال بجا‌مانده، افزایش نسبت Fe³⁺/Al، افزایش ƒO₂ و در نهایت، تمرکز بالای سازندة آندرادیت در محلول‌جامد گارنت‏‌ها می‏‌شود.

به باور Einaudi و همکاران (1981)، اندازة بلورهای گارنت به میزان جریان سیال و شرایط تعادل میان جریان سیال و سنگ میزبان بستگی دارد. میزان بالای جریان سیال سبب فوق‌اشباع‌شدن از عناصری مانند Fe، Mg، Al و Ca می‏‌شود. در محیط‏‌هایی که سیال گرمابی ماگمایی در فاصلة دور نسبت به تودة آذرین جایگیر شود، حرکت سیال کمابیش محدود است و درجة فوق‌اشباع‌شدگی نیز محدود است. در این شرایط، رشد بلورها آهسته است و بلورهای ریزی پدید می‏آیند. حضور بلورهای درشت گارنت در اسکارن تیغناب می‌تواند به نزدیکی هالة اسکارنی به توده نیمه‏ژرف و میزان بالای جریان سیال نسبت داده شود. در دمای کمتر از 430 درجة سانتیگراد، سیال‌های با فوگاسیتة گوگرد نسبتاً بالا با تودة آذرین سازندة اسکارن در تعادل بوده‌اند؛ اما با آندرادیت در تعادل نیستند. در این صورت، با کاهش دما و افزایش ƒO₂، گارنت به اجتماعات اپیدوت، کوارتز، کربنات، مگنتیت و پیریت تبدیل می‌شود. توسعة مجموعه‏‌های دگرسانی گرمابی کم دما مانند کلریت، هماتیت و کلسیت نشان می‌دهد سیال‏‌های متاسوماتیسم‏‌کنندة تأخیری شرایط اکسیدان بالاتری داشته‏‌اند. در دماهای نسبتاً کم (کمتر از 300 درجة سانتیگراد)، آب‏‌های جوی درون سیستم اسکارن وارد شده و pH را کاهش و فعالیت سولفات‏‌ها را افزایش می‏‌دهند (Einaudi and Burt, 1982). همانگونه‌که در بخش سنگ‏‌نگاری برون‏‌اسکارن گفته شد، ژیپس یکی از کانی‏‌های دگرسانی مرحلة تأخیری در اسکارن تیغناب است که بلورهای ریز تا نسبتاً درشت آن به‌صورت رگه و رگچه، کانی‏‌سازی‏‌های پیشین (مانند: گارنت و مگنتیت) را قطع کرده‌اند. برای اطمینان بیشتر دربارة حضور ژیپس در اسکارن تیغناب، پس از بررسی دقیق نمونه‏‌های دستی و بررسی‌های سنگ‏‌نگاری، یک نمونة اسکارن (نمونه NT6) انتخاب و به روش پراش پرتوی ایکس تجزیة کانی‏‌شناسی شد. همان‌گونه‌که در شکل 14 دیده می‏‌شود، کانی‏‌های سازندة نمونه شامل آندرادیت- گروسولار، کوارتز، مگنتیت، پیریت و ژیپس هستند که این نکته با نتایج بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و کانه‏‌نگاری همخوانی دارد. حضور ژیپس در کنار کلسیت و هماتیت (که کانی‏‌سازی‏‌های پیشین را قطع کرده است)، نشان‌دهندة نقش سیال‏‌های تاخیری اکسیدان‏‌تر است که با سیستم اسکارن برهم‌کنش کرده است. وجود ژیپس و هماتیت در فازهای تاخیری دگرسانی چه‌بسا پیامد ورود محلی حجم‏‌هایی از سیال جوی درون سیستم در دمای کمتر از 150 درجة سانتیگراد باشد (McConnell et al., 1987; Hawkins et al., 2017). ازاین‌رو، پیدایش کانی‏‌های سولفاته تنها در مراحل بسیار تاخیری (احتمالاً مرتبط با اکسیداسیون پیریت در هنگام دگرسانی) انجام می‏‌شود (Rye and Ohmoto, 1974; Hawkins et al., 2017). هماتیتی‏‌شدن مرحلة تأخیری در زمان مشابه پیدایش رگه- رگچه‏‌های ژیپس نشان می‌دهد سیستم پیدایش اسکارن به‌سوی سیستم باز انتقال یافته است و سیال‏‌های جوی با خاستگاه گرمابی کم دما (کمتر از 150 درجة سانتیگراد) به محیط دگرسانی وارد شده است (Hawkins et al., 2017).

شکل 14- نتیجه به‌دست‌آمدة از پراش پرتوی ایکس یک نمونه از اسکارن تیغناب

برداشت

نفوذ توده‏‌های نیمه‏ژرف با ترکیب کوارتزدیوریتی، درون واحدهای رسوبی پالئوسن- ائوسن در منطقة تیغناب پیدایش اسکارن و کانی‏‌زایی آهن را در پی داشته است. محتوای Na₂O و TiO₂ کم در آمفیبول‏‌های بررسی‌شده و همچنین، بالابودن نسبی گریزندگی اکسیژن برای سنگ‏‌های نیمه‏ژرف تیغناب (نزدیک به bars50/13) شاهدی بر پیدایش آنها در محیط فرورانش است.

‌برپایة بررسی‏‌های صحرایی و ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی، اسکارن تیغناب به دو گروه درون‏‌اسکارن و برون‏‌اسکارن رده‌بندی شد. برون‏‌اسکارن‏‌ شامل اپیدوت‏‌اسکارن، گارنت‏‌اسکارن کلریتی و اپیدوتی‏‌شده و گارنت‏‌اسکارن پیروکسن‏‌دار کلریتی و اپیدوتی‏‌شده است. حضور درشت‌بلورهای گارنت در اسکارن تیغناب به نزدیکی هالة اسکارنی به تودة نیمه‏ژرف و میزان بالای جریان سیال نسبت داده می‌شود. محتوای کم TiO₂ در گارنت‏‌های بررسی‏‌شده، نشان‌دهندة فعالیت بالای SiO₂ هنگام پیدایش آنها و از ویژگی‌های گارنت‌های موجود در اسکارن‏‌ها در مقایسه با گارنت‏‌های آذرین است. از ویژگی‌های گارنت‏‌ها در اسکارن تیغناب، وجود منطقه‏‌بندی نوسانی است. نتایج تجزیة ریزکاو الکترونی گارنت‏‌ها نشان داد بلورهای گارنتی که زودتر پدید آمده‌اند سازندة گروسولار بیشتری دارند و با پیشرفت واکنش‏‌های دگرگونی، ترکیب بلورهای گارنت از آندرادیت غنی‏‌تر شده است. حضور گارنت نوع آندرادیت نشان می‌دهد مقدار XCO₂ برای اسکارن تیغناب از 2/0 کمتر بوده است. وجود مرز بلوری مشخص میان گارنت‏‌ها و پیروکسن و نبود جانشینی میان آنها نشان‏‌دهندة پیدایش آنها در بازة دمایی 430 تا 550 درجة سانتیگراد و ‌فوگاسیتة اکسیژن بیشتر از ^26-10 است. جانشینی گارنت‏‌های بررسی‌شده با مگنتیت و کلسیت نشان‌دهندة دمای نزدیک به 400 تا 450 درجة سانتیگراد برای این رخداد است. حضور ژیپس در کنار کلسیت و هماتیت نشان‌دهندة نقش سیال‏‌های تأخیری اکسیدان‏‌تر است که با سیستم اسکارن برهم‌کنش کرده‌اند. بررسی کانی‏‌شناسی به روش پراش پرتوی ایکس در یک نمونة اسکارن، حضور کانی‏‌های آندرادیت- گروسولار، کوارتز، مگنتیت، پیریت و ژیپس را تأیید ‌کرد که با نتایج بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و کانه‏‌نگاری همخوانی دارد.