کانی‎شناسی و خاستگاه اسکارن آهن جوینان (پهنه‌ ماگمایی ارومیه- دختر، شمال اصفهان)

شرافت, شهزاد; مکی زاده, محمدعلی

doi:10.22108/ijp.2017.21541

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,650
تعداد مقالات	13,402
تعداد مشاهده مقاله	30,207,069
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,075,536

کانی‎شناسی و خاستگاه اسکارن آهن جوینان (پهنه‌ ماگمایی ارومیه- دختر، شمال اصفهان)

پترولوژی

مقاله 7، دوره 8، شماره 29، خرداد 1396، صفحه 89-108 اصل مقاله (3.54 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.21541

نویسندگان

شهزاد شرافت^* ¹؛ محمدعلی مکی زاده²

¹گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، تهران، ایران

²گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

مرمرها و اسکارن‌های جوینان در 5 کیلومتری شمال‌خاوری قهرود، 140 کیلومتری شمال‌باختری اصفهان و بخش مرکزی پهنه ماگمایی ارومیه- دختر رخنمون دارند. جایگیری پیکره گرانیتوییدی قهرود درون سنگ‎های کربناته کرتاسه، دگرگونی همبری و همیافتی کانیایی ولاستونیت، کلینوپیروکسن، گارنت، اکتینولیت، اپیدوت، کلریت، کلسیت، کوارتز، مگنتیت و سولفیدهای فلزی (آهن- مس) را در پی داشته است. بررسی‌های کانی‎شناسی و روابط پاراژنتیک کانی‎ها، نشان‌دهنده چندزادی‌بودن و پیدایش اسکارن جوینان در پی دو گامة اصلیِ دگرگونی و دگرنهادی (پیشرونده و پسرونده) است. در گامة دگرگونی که بی‌درنگ پس از جایگیری ماگمای گرانیتوییدی درون سنگ‎های کربناته ناخالص آغاز شده، مرمرهای جوینان پدید آمده‌اند. دگرنهادی پیشرونده با پیدایش کالک‌سیلیکاتهای بی‌آبِ ولاستونیت، پیروکسن دیوپسید-هدنبرژیتی و گارنت گروسولار- آندرادیتیدر مرمرها رخ داده است. گامة دگرنهادی پسرونده، با دگرسانی کانی‎های کالک‌سیلیکاته نخستینِ اسکارن (کلینوپیروکسن- گارنت) و پیدایش اپیدوت، اکتینولیت و کلریت شناخته می‌شود. دارابودن ولاستونیت، پیروکسن و گارنت نشان‌دهنده پیدایش کانی‌های همایندِ اسکارن پیشرونده در گستره دمایی فراتر از 550 درجه سانتیگراد و فشار بخشی کمِ CO₂ است. اسکارن جوینان، یک اسکارن آهن کلسیک است که در ژرفای کم و با سیال‌های آبگون اکسایشی وابسته به پیکره نفوذی پدید آمده است و پیدایش آن در چندین گامه‌ روی داده است

کلیدواژه‌ها

دگرنهادی؛ دگرگونی همبری؛ اسکارن جوینان؛ کمان ماگمایی شمال اصفهان

اصل مقاله

منطقه جوینان در 115 کیلومتری شمال اصفهان و 40 کیلومتری جنوب کاشان جای دارد و بخشی از پهنه ماگمایی ارومیه- دختر به‌شمار می‌آید. با نفوذ پیکره گرانودیوریتی قهرود درون سنگ‎های رسوبی مزوزوییک منطقه، سنگ‎های دگرگونه همبری گوناگونی پدید آمده‌اند. گروهی از پژوهشگران (Badr, 2012; Mirlohi, 2008; Pourhomayoon, 2005; Nourbakhsh, 2000; Bashiri, 1999) برخی از این سنگ‌ها را بررسی میدانی کرده‌اند.

هجوم زبانه‌هایی از توده گرانیتوییدی یادشده درون سنگ‎های کربناته کرتاسه جوینان، مرمرزایی و پیدایش اسکارن را در پی داشته است. از دیرباز اسکارن‌ها به‌علت پیدایش کانسارهای اقتصادی عنصرهای ارزشمند (مانند: آهن، مس، سرب و روی، قلع، تنگستن، مولیبدن، طلا، نقره و کانی‎های صنعتی گارنت و ولاستونیت؛ (Meinert، 1992) مورد توجه زمین‌شناسان بوده‌اند.

تنوع کانی‎شناسی سنگ خاستگاه، تفاوت در رفتار سیال‌های آبگون و پیدایش اسکارن در پی گامه‌های گوناگون، ترکیب کانی‎شناسی گوناگون اسکارن‌ها را در پی دارد. اسکارن منطقه جوینان، اسکارنی چندزادی است که در گامه‌های گوناگون اسکارن‌زایی پدید آمده است و دارای کانی‎های ولاستونیت، کلینوپیروکسن، گارنت، اکتینولیت، اپیدوت، کلریت، کوارتز، کلسیت و کانه‌های فلزی (آهن و مس) است. در این نوشتار افزون بر بررسی دقیق کانی‎شناسی سنگ‎های اسکارنی، خاستگاه و سازوکار پیدایش اسکارن در منطقه جوینان بررسی می‌شود.

زمین‎شناسی منطقه

منطقه جوینان در بخش میانی پهنه ماگمایی ارومیه- دختر جای دارد و کهن‌ترین برونزد شناخته‌شده آن، متاولکانیک‌های سیلورین، ماسه‌سنگ‎ها و دولومیت‌های دونین و نهشته‌های کربناته پرمین هستند. این سنگ‌ها در تاقدیس بزرگی به درازای نزدیک به 10 کیلومتر و روند خاوری- باختری رخنمون یافته‌ و بر روی بخش زیرین سازند نایبند، با سنگ‌شناسی شیل و ماسه‌سنگ (تریاس پسین) رانده شده‌اند. شیل‌ها و ماسه‌سنگ‎های سازند شمشک (ژوراسیک پیشین) نیز در برخی بخش‌ها در پیرامون نهشته‌های تریاس برونزد دارند. در تاقدیس جوینان، بخش پایانی رسوب‌های مزوزوییک، آهک‌های اربیتولین‌دار کرتاسه پیشین هستند.

سری‌های آتشفشانی- رسوبی با رخساره‌های گوناگون سنگ‌شناسی (متاتوف‌های سیلیسی، توف برشی، شیل و آذرآواری) از نهشته‌ها آغاز سنوزوییک هستند و به‌گونه دگرشیب روی نهشته‌های مزوزوییک جای گرفته‌اند.

پیکره گرانیتوییدی قمصر- قهرود به سن میوسن میانی (Emami, 2001)، گسترده‌ترین رخنمون سنگ‌شناسی در این منطقه است. این گرانیتویید با نفوذ درون آهک‌های کرتاسه و سازندهای آورای ژوراسیک، از آنها اسکارن و هورنفلس ساخته است. از دیذگاه ترکیب، این توده به گرانودیوریت- تونالیت نزدیک بوده و سرشت متالومینوس و کالک‌آلکالن (Ghasemi et al, 2014; Badr et al., 2013) دارد.

توده‌های گنبدی داسیتی، تکاپوهای ماگمایی پایانی در منطقه هستند و دگرسانی گسترده‌ای را در سنگ‎های پیرامون خود پدید آورده‌اند (شکل 1).

در شمال جوینان، نفوذ زبانه‌هایی از توده گرانیتوییدی قهرود درون سنگ‎های کربناته لایه‌ای فسیل‌دار کرتاسه پیشین مرمرزایی و پیدایش اسکارن را در پی داشته است.رخداد صحرایی اسکارنجوینان به‎صورت توده‌های پراکنده در تماس مستقیم یا نزدیک به پیکره نفوذی است و کمابیش در همه جا اسکارن‌ها درون مرمرها هستند (شکل 2- A).

شکل 1- نقشه زمین‎شناسی ساده‌شده منطقه جوینان (پهنه‌ ماگمایی ارومیه- دختر، شمال اصفهان) برگرفته از Radfar و Alai Mahabadi (1993) با تغییرات

مرمرها، توده‌های صخره‌سازی به رنگ کرمی- قهوه‌ای هستند. اسکارن‌ها با گسترش بسیار کم (تا یک مترمربع) در کناره‌ها و یا درون مرمرهای توده‌ای و به شکل‎های رگه‌ای، رگچه‌ای، توده‌ای و پینه‌ای (Patchy) رخنمون یافته‌اند (شکل 2- B). به‌علت سختی بالا، بخش‌های اسکارنی درون مرمرها برجسته هستند. این بخش‌ها به رنگ‌های قهوه‌ای تیره تا شکلاتی، حنایی و حنایی- سبز دیده می‌شوند؛ زیرا دارای بلورهای فراوان گارنت (گارنتیت) هستند (شکل 2- C). گاه ساختار رسوبی سنگ نخستین (لایه‌بندی) در اسکارن به‌جای مانده است (شکل 2- D). چگونگی پیدایش اسکارن‌ها نشان‌دهنده این نکته است که پس از رخداد پدیده دگرگونی همبری و پیدایش مرمر، اسکارن‌ها به‌گونة جانشینی (Replacement)، پراکنده یا رگچه‌ای پدید آمده‌اند.

شکل 2- رخنمون صحرایی اسکارن‌های جوینان (شمال اصفهان): A) وابستگی تنگاتنگ اسکارن و مرمر با توده نفوذی؛ B) رخنمون اسکارن‌های تیره‌رنگ در کنارة مرمرها؛ C) فراوانی گارنت‌های قهوه‌ای‌رنگ و پیدایش گارنتیت؛ D) بازماندة ساختار رسوبی سنگ کربناته پس از اسکارن‌زایی؛ E) رخداد رگچه‌ای اسکارن درون مرمر؛ F) وضعیت متداخل توده نفوذی با مرمر و اسکارن؛ G) قطع‌شدگی همایندهای نخستین با بلورهای کلسیت؛ H) رخداد کوارتزهای خودشکل درشت‌بلور

رخداد رگه‌ای تا رگچه‌ای (شکل 2- E)، نقش پدیده تراوش (Infiltration) در پیدایش اسکارن‌ها را نشان می‌دهد. به‌طورکلی، اسکارن‌های بررسی‌شده دارای ساخت توده‌ای بوده و ساخت نواری آنها، همان چین‌خوردگی جریانیِ سنگ‌آهک نازک‌لایة نخستین است. ازاین‌رو، می‌توان گفت فرایند اسکارن‌سازی با چین‌خوردگی سنگ‎های آهکی همخوانی داشته است. این سنگ‌آهک‌ها در بیرون از گسترة اسکارن‌سازی (فاصله بیش از 200 متری)، چین‌خوردگی جریانی دارند. روشن است که فابریک رسوبی پس از اسکارن‌سازی به‌جای مانده است و به شکل چین‌خوردگی در لایه‌های سرشار از گارنت، خودنمایی می‌کند. فرض بر اینست که سیال‌ها افزون‌بر نفوذ در راستای سطوح لایه‌بندی سنگ‌آهک نازک‌لایه، به‌آسانی گارنت سازی انجام داده‌اند. در واپسین گامه‌های اسکارن‌زایی، کانی‌های همایندِ (پاراژنز) نخستین سنگ با رگچه‌های کوارتز و کلسیت خودشکل قطع شده‌اند (شکل‌های 2- G و 2- H).

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های دقیق و برداشت‌های صحرایی، برای بررسی‌های کانی‎شناسی، از 35 نمونه سنگ‎های آذرین و دگرگونی منطقه، مقطع نازک میکروسکوپی آمده شد. سپس بافت‌ها و کانی‎های آنها با میکروسکوپ پلاریزان دوچشمی المپوس (Olympus، مدل BH-2) شناسایی شدند. پس از بررسی‌های دقیق کانی‎شناسی و گزینش نمونه‎های مناسب، کانی‎ها با دستگاه ریزکاو الکترونی (EPMA)، مدل Cameca Sx-50 در آزمایشگاه‌ مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شدند. تجزیه ریزکاو الکترونی کانی‎ها در شدت جریان nA 10 و ولتاژ شتاب‌دهنده Kev 15 انجام شد. در راستای بررسی‌ شیمی کانی‎ها، فرمول کانی‎ها به‌دست ‌آورده شد و نمودارها با نرم‌افزار مین‌پت (Minpet) و صفحه‌های گسترده (Spread sheet) رسم شدند.

کانی‌نگاری و شیمی کانی‎ها

الف) توده نفوذی: پیکره نفوذی پدیدآورندة اسکارن‌زایی در منطقه جوینان است و زبانه‌هایی از آن با اسکارن و مرمر به‎صورت متداخل دیده می‌شوند. این توده، بافت گرانولار دانه متوسط تا پورفیرویید دارد و از کانی‎های پلاژیوکلاز (25- 45 درصد حجمی)، بیوتیت (10- 20 درصد حجمی)، هورنبلند (5- 10 درصد حجمی)، کوارتز (20- 35 درصد حجمی) و مقدار کمی آلکالی‌فلدسپار (بیشتر ارتوکلاز با فراوانی مودال 25- 35 درصد حجمی) ساخته شده است (شکل 3- A). بلورهای خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار پلاژیوکلاز دارای ماکل پلی‌سینتتیک و سالم هستند و گاه در مرکز، به کانی‎های کلسیت، آلبیت، اپیدوت و کلریت دگرسان شده‌اند. بیوتیت به شکل بلورهای خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شود و میانبارهایی از کانی‎های دیگر را در بردارد. فراگرفته‌شدن بلورهای پلاژیوکلاز با هورنبلند، بافت پویی‌کلیتیک را در سنگ پدید آورده است (شکل 3- B). بلورهای کوارتز بیشتر به‎صورت بلورهای روزنه‌ای (interstitial) دیده می‌شوند. کوارتزها در گام‌های پایانی سرد‌شدن ماگما، فضای تهیِ میان کانی‎های دیگر را پر کرده‌اند. اسفن، زیرکن و کانی‎های کدر از کانی‎های فرعی این توده هستند. گاه بازمانده‌هایی از کلینوپیروکسن نیز در سنگ دیده می‌شود که در حال جایگزین‌شدن با هورنبلند و بیوتیت است. برپایه ویژگی‌های سنگ‎نگاری، سنگ‎های سازندة پیکره آذرین این منطقه، گرانودیوریت هستند. برپایه پژوهش‌های Badr و همکاران (2013)، این توده از گرانودیوریت، مونزوگرانیت و تونالیت بوده و ماگمای سازنده آن دارای سرشت متاآلومینوس و از سری کالک‌آلکالن است.

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از توده نفوذی گرانودیوریتی جوینان (شمال اصفهان) با میدان دید 3 میلیمتر: A) بافت گرانولار توده نفوذی (تصویر XPL)؛ B) تجزیه پلاژیوکلازها در بخش مرکزی (تصویر XPL). نماد کانی‌ها از Kretz (1983) برگرفته شده‌ است.

ب) اسکارن: در مقطع‌های میکروسکوپیِ اسکارن جوینان، مجموعه کانیایی ولاستونیت + پیروکسن (دیوپسید-هدنبرژیتی) + گارنت گراندیتی + اکتینولیت + اپیدوت + کلریت + کلسیت + مگنتیت و کوارتز دیده می‌شود. برپایه رده‌بندی از دیدگاه مقدار کلسیم و منیزیم، دارابودن کانی‎های یادشده نشان‌دهنده این سات که اسکارن جوینان از اسکارن‌های کلسیک است؛ هرچند پیروکسن‌های غنی از منیزیم (جدول 1) و مقدار اندک تالک (که پیامد واپاشی پیروکسن است)، نشان‌دهنده گذر اسکارن از کلسیک به منیزین است.

جدول 1- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی کانی کلینوپیروکسن در اسکارن جوینان (شمال اصفهان) و فرمول ساختاری به‌دست آمده برای آنها برپایه 6 اتم اکسیژن (N.d: مقدارهای کمتر از آستانة آشکارسازی در روش تجزیه ریزکاو الکترونی)

Cp-9	Cp-8	Cp-7	Cp-6	Cp-5	Cp-4	Cp-3	Cp-2	Cp-1	11-1	10-1	9-1	3-1	2-1	1-1	Sample No.
52.06	52.41	53.53	51.84	51.77	51.92	52.09	52.04	53.05	54.26	55.34	54.19	55.35	54.09	52.48	SiO₂
N.d	N.d	N.d	0.12	0.13	0.10	N.d	0.01	N.d	0.24	0.05	0.04	0.02	0.12	1.04	TiO₂
0.07	0.04	0.01	1.71	1.90	2.25	0.08	0.06	0.05	1.89	2.20	2.43	0.64	2.23	3.87	Al₂O₃
16.19	10.70	9.82	12.17	12.86	11.44	17.03	15.23	9.14	4.54	1.37	1.38	2.71	2.12	2.78	FeO^t
5.07	4.64	9.55	8.28	8.40	9.39	5.28	5.69	9.53	14.61	16.24	17.49	16.59	16.90	16.00	MgO
4.37	10.81	4.71	2.64	2.60	2.66	3.91	4.76	4.02	0.32	0.11	0.10	0.29	0.16	0.16	MnO
22.09	22.26	23.10	22.80	22.58	22.76	22.39	22.49	23.13	24.54	25.34	25.11	25.01	25.15	24.63	CaO
0.48	N.d	N.d	1.26	0.19	0.23	0.09	0.09	1.41	0.01	N.d	0.06	0.07	0.01	N.d	Na₂O
100.30	100.90	100.80	100.80	100.40	100.80	100.90	100.40	100.30	100.80	100.70	100.80	100.70	100.80	100.90	Total
2.05	2.07	2.04	1.96	2.00	1.97	2.05	2.05	2.00	2.00	2.00	1.95	2.01	1.95	1.90	Si
0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.03	Ti
0.00	0.00	0.00	0.08	0.09	0.10	0.00	0.00	0.00	0.08	0.09	0.10	0.03	0.10	0.17	Al
0.53	0.35	0.31	0.30	0.41	0.36	0.56	0.50	0.20	0.14	0.04	0.03	0.08	0.06	0.08	Fe
0.30	0.27	0.54	0.47	0.48	0.53	0.31	0.33	0.54	0.80	0.88	0.94	0.90	0.91	0.86	Mg
0.15	0.36	0.15	0.09	0.09	0.09	0.13	0.16	0.13	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.01	Mn
0.93	0.94	0.95	0.93	0.93	0.93	0.94	0.95	0.94	0.97	0.98	0.97	0.97	0.97	0.96	Ca
0.04	0.00	0.00	0.09	0.01	0.02	0.01	0.01	0.10	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	N.d	Na
49.49	48.80	48.35	49.66	48.57	48.70	48.55	48.83	49.53	51.71	50.04	50.57	51.38	51.38	51.46	Wollastonite (mole %)
14.46	14.15	27.83	25.09	25.12	27.88	15.93	17.19	28.39	41.51	46.34	47.85	48.62	48.62	45.82	Enstatite (mole %)
30.05	37.04	23.84	25.23	26.08	23.54	35.52	33.98	22.08	6.78	1.62	1.58	0.00	0.00	2.72	Ferrosillite (mole %)

به‌علت گستردگی اندک، اسکارن‌های بررسی‌شده پهنه‌بندی رایج در اسکارن‌ها را ندارند و به‎صورت توده‌ای دیده می‌شوند. ویژگی‌های کانی‎شناسی اسکارن یادشده در ادامه آورده شده است:

ولاستونیت: رخداد کانی ولاستونیت که در مقاطع میکروسکوپی با اسفن همزیست است در بخش همبری پیکره نفوذی روی داده است. ولاستونیت به‎صورت کانی‎های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با برجستگی کمابیش قوی، بیرفرنژانس کم و خاموشی مستقیم دیده می‌شود (شکل 4- A). این کانی از متاسوماتیسم سیلیسی سنگ مرمرهای میزبان و در نتیجه تراوش سیال‌های آبگون با XCO₂ کم، پدید می‌آید (Grammatikopoulos and Calrke, 2005):

CaCO₃ + SiO₂→ CaSiO₃ + CO₂

دارابودن بافت گرانوبلاستیک و بافت پلی‌گونالِ ولاستونیت- کلینوپیروکسن نشان‌دهنده تعادل بافتی ولاستونیت- پیروکسن است.

پیروکسن: بلورهای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار پیروکسن با بافت گرانوبلاستیک بیشتر در همراهی با گارنت دیده می‌شوند (شکل 4- B). کلینوپیروکسن پیامد سیال‌های آبگون سرشاز از FeO، CaO و SiO₂ بر سنگ آهک میزبان است. ویژگی‌های میکروسکوپی نشان می‌دهند که کلینوپیروکسن با آمفیبول مرز تعادلی ندارد و به آن واپاشی می‌کند. افزون‌بر این واپاشی، کلینوپیروکسن با ترمولیت-اکتینولیت، کوارتز و کلسیت جایگزین می‌شود (شکل 4- C) . این واکنش با افزایش آب و CO₂ محیط پیشرفت می‌کند و گونه‌ای از واکنش‌های کربناته‌شدن است. رویداد این واکنش در دمای کمابیش کم شدنی است. نشانه‌هایی از جانشینی کلینوپیروکسن با مجموعه کانی‎های تالک، کلسیت و کوارتز در سنگ دیده می‌شود. بازماندة (relict) پیروکسن در کانی تالک، نشان‌دهنده این واکنش است (شکل 4- D).

گارنت: گارنت شناخته‌شده‌ترین کانی اسکارن است و در بیشتر اسکارن‌ها بخش بزرگی از سنگ را می‌سازد. بلورهای خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار گارنت با بافت پورفیروبلاستیک تا پویی‌کیلوبلاستیک و به‎صورت همسانگرد (با ناهمسانگردی ضعیف در کناره‌ها) و ناهمسانگرد با ماکل قطاعی و منطقه‌بندی نوسانی (شکل‌های 4- E و 4- F) دیده می‌شود. منطقه‌بندی نوسانی گارنت می‌تواند نشان‌دهنده نبود تعادل و تغییرات ترکیب سیال آبگون هنگام رشد کانی باشد (Ciboanu and Cook, 2004). ترکیب گارنت به ترکیب سنگ میزبان و سیال آبگون بستگی دارد.

انواع گارنت‌های همسانگرد (آندرادیت) و ناهمسانگرد (گروسولار-آندرادیت) در پی نفوذ سیال ماگمایی آهن و سیلیس‌دار درون سنگ میزبان کربناته (Deer et al., 1991) و با واکنش زیر پدید می‌آیند:

3CaCO₃+(Al,Fe)₂O_3(aq)+3SiO₂→ Ca₃(Fe,Al)₂Si₃O₁₂ (گروسولار-آندرادیت)+3CO₂

افزوده‌شدن آهن فریک به محیط و بالارفتن مولفه آندرادیتی گارنت، پیامد ویژگی اکسیدان سیال‌های آبگون است. چه‌بسا این رخداد پیامد افزوده‌شدن آب‌های جوی یا برداشته‌شدن ناگهانی فشار از روی سیال‌ها (در پی پدیده‌های زمین‌ساختی) باشد. اگر هنگام واکنش یادشده، FeO نیز افزوده شود، آنگاه افزون‌بر آندرادیت، هدنبرژیت و در صورت کمبود سیلیس، مگنتیت نیز پدید می‌آیند (Deer et al., 1991):

Ca₃Fe₂Si₃O₁₂ (آندرادیت) + CaFeSi₂O₆ (هدنبرژیت) + Fe₃O₄ (مگنتیت) + 4CO₂ → 4CaCO₃ + 2Fe₂O₃ + 2FeO + 5SiO₂

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از اسکارن‌ جوینان (شمال اصفهان) با میدان دید 3 میلیمتر (مگر شکل E که میدان دید 8/1 میلیمتر دارد): A) ولاستونیت در همراهی با اسفن (تصویر XPL)؛ B) کلینوپیروکسن با بافت گرانوبلاستیک (تصویر XPL)؛ C) واپاشی کلینوپیروکسن به آمفیبول (تصویر XPL)؛ D) واپاشی کلینوپیروکسن به تالک (تصویر XPL)؛ E) گارنت‌های ان‌ایزوتروپ با ماکل قطاعی (تصویر XPL)؛ F) رخداد گارنت‌های ایزوتروپ در اسکارن‌ها (تصویر XPL)؛ G) بازمانده پیروکسن درون گارنت‌های ان‌ایزوتروپ (تصویر XPL)؛ H) کانی‌های همایندِ آندرادیت، هدنبرژیت و مگنتیت (تصویر XPL)؛ I) رخداد رگچه‌ای مگنتیت در اسکارن (تصویر XPL)؛ J) جانشینی پیروکسن و گارنت با مگنتیت (تصویر XPL)؛ K) رشد سوزنک‌های اکتینولیت در کنارة گارنت (تصویر PPL؛ I) رخداد اکتینولیت‌های مستقل در سنگ (تصویر XPL)؛ M) اپیدوت‌زایی گسترده در سنگ (تصویر XPL)؛ N) پیدایش اپیدوت در ازای کلینوپیروکسن (تصویر XPL) (نماد کانی‌ها از Kretz (1983) برگرفته شدهاند)

شکل 4- ادامه.

واکنشِ یادشده، کانی‌های همایند (پاراژنز) شناخته‌شدة آندرادیت- هدنبرژیت- مگنتیت را پدید می‌آورد (شکل 4- G). افزون‌بر پیدایش مستقل در زمینه کلسیتی، گارنت به‌ازای کلینوپیروکسن نیز پدید آمده است. گواه این نکته، بازمانده‌های کلینوپیروکسن درون گارنت هستند که می‌توانند نشان‌دهندة پیدایش گارنت به‌جای کلینوپیروکسن، در فوگاسیته بالای اکسیژن، باشند (شکل 4- H). از دیدگاه سنگ‎نگاری، بازمانده‌های کلینوپیروکسن میانبار نامیده می‌شوند. این میانبارها در اندازه‌های گوناگون دیده می‌شوند و کناره‌های خورده‌شده (resorbed margins) و کنگره‌ای دارند. افزون‌بر این، ویژگی‌های سنگ‎نگاری نشان‌دهنده مرز تدریجی میان پیروکسن‌هایِ درشتِ تحلیل‌نرفته با گارنت هستند. در متن‌های علمی درباره اسکارن‌ها، پدیده جانشینی پیروکسن با گارنت واکنشی شناخته شده است. واکنش جانشینی کلینوپیروکسن هدنبرژیتی با آندرادیت خالص (Tracy and Frost, 1991) به‎صورت زیر است:

2CaFeSi₂O₆ (هدنبرژیت) +CaCO₃+ 1/2O₂ →‌ Ca₃Fe₂Si₃O₁₂ (آندرادیت) + SiO₂ +CO₂

در برخی نمونه‎ها، گارنت و کلینوپیروکسن به‎صورت همزیست یافت می‌شوند. در این صورت گارنت در زمینه با پیروکسن مرز مشترک و کاملا پایدار دارد. بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‌دهند گارنت در گامة دگرنهادیِ پسرونده با مجموعه کلریت، اکتینولیت، کوارتز، مگنتیت و کلسیت جایگزین شده است.

اسفن: بلورهای خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار این کانی با برجستگی بالا و به‌همراه ولاستونیت دیده می‌شوند.

کانه آهن: کانه آهن بیشتر از گروه مگنتیت خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار بوده و گاه جانشین کلینوپیروکسن شده است و یا به‎صورت رگچه‌ای در سنگ دیده می‌شود (شکل 4- I). مگنتیت در اسکارن بررسی‌شده با مقداری هماتیت و کربنات‌های آب‌دار مس همراه است. ویژگی‌های سنگ‎نگاری نشان می‌دهند که کانه آهن با بافت روزنه‌ای (interstitial) فضای تهی میان بلورهای پیروکسن را پر کرده است. افزون‌بر این، گاه میان کانه آهن (مگنتیت) و پیروکسن‌، مرز تدریجی واکنشیِ آشکاری دیده می‌شود. ازاین‌رو، می‌توان گفت مگنتیت با پیروکسن و گارنت در تعادل نبوده و در گامه‌های میانی اسکارن‌زایی، جانشین بخشی از کانی‎های پیروکسن و گارنت شده است (شکل 4- J). فرایند پیدایش مگنتیت با فروپاشی کلینوپیروکسن آغاز شده و واکنش تحلیل‌رفتن پیروکسنِ هدنبرژیتی به‌دستِ گارنتِ آندرادیتی نقش مهمی در پایداری مگنتیت و سولفیدهای فلزی در گامه‌های پسین کانی‌سازی داشته است. واکنش تشکیل مگنتیت به خرج هدنبرژیت را می‌توان به‎صورت زیر نوشت:

9CaFeSi₂O₆ (هدنبرژیت) + 2O₂ → Fe₃O₄ (مگنتیت) + 9SiO₂+ 3 Ca₃Fe₂Si₃O₁₂(آندرادیت)

مجموعه کانی‎شناسی مگنتیت، کوارتز و کلسیت نیز در پی ناپایداری گارنت و با واکنش زیر ساخته می‌شود (Einaudi, 1982):

Ca₃Fe₂Si₃O₁₂ (آندرادیت) + 3HCO₃ + 15H⁺ → 3CaCO₃ + 9SiO₂+ 2Fe₃O₄ + 6Ca²⁺ + 9H₂O + 0.5O₂

پیدایش مگنتیت در گامة دگرنهادی پسین و همزمان با تخریب کانی‌های همایند نخستین به اوج می‌رسد. مگنتیت‌های رگچه‌ای در این گامه ساخته می‌شوند.

اکتینولیت: در اسکارن، بلورهای سوزنی‌شکل این کانی با کشیدگی آشکار و بافت نیمه‌شعاعی دیده می‌شوند. بخشی از این کانی‎ها به‌گونة مستقیم از واکنش‌های دگرنهادی و بخشی دیگر از برهمکنش سیال‌های آبگون بر کلینوپیروکسن و گارنت پدید آمده‌اند (شکل‌های 4- K و 4- L). مرز ناپایدار میان گارنت و اکتینولیت و رشد سوزنک‌های ترمولیت- اکتینولیت روی گارنت نشان‌دهنده پیدایش این کانی در ازای گارنت هستند. واکنش احتمالی این جانشینی می‌تواند به‎صورت زیر باشد:

Ca₃Fe₂Si₃O₁₂ (آندرادیت) + 5FeO+ H₂O + 5SiO₂ + CO₂ → Ca₂Fe₅Si₈O₂₂ (OH)₂ (ترمولیت-اکتینولیت) + 3Fe₂O₃ + CaCO₃

بخشی از بلورهای ترمولیت- اکتینولیت پیامد واپاشی کلینوپیروکسن هستند. در این صورت، ترمولیت- اکتینولیت سوزنی‌شکل با حاشیه ناپایدار در کنار کلینوپیروکسن بوده و از اورالیتی‌شدن کلینوپیروکسن پدید آمده است. واکنش سازنده ترمولیت- اکتینولیت به‌جای کلینوپیروکسن در زیر آورده شده است (Deer et al., 1991):

5Ca(Mg,Fe)Si₂O₆(دیوپسید-هدنبرژیت)+ 3CO₂ + H₂O → Ca₂(Mg,Fe)₅Si₈O₂₂(OH)₂ (ترمولیت-اکتینولیت) + 3CaCO₃+ 2SiO₂

اپیدوت: از متداول‌ترین کانی‎های اسکارن است و در پی افزایش محلی فوگاسیته اکسیژن و یا در حضور آب و به دو شکلِ مستقل و جانشینی پدید می‌آید (شکل 4- M). برای پیدایش اپیدوت‌های مستقل، سیال‌های آبگون باید سرشار از H₂O و CO₂ باشند. در اسکارن، بخشی از اپیدوت‌ها می‌توانند پیامد ناپایداری گارنت باشند (Berman et al., 1988). یافته‌های میکروسکوپی، جانشینی تدریجی و بخشی گارنت‌ها با اپیدوت را به‌خوبی نشان می‌دهند. در بخش‌هایی از سنگ و در فوگاسیته بالای اکسیژن، اپیدوت می‌تواند جایگزین کلینوپیروکسن شود (شکل 4- N).

کلریت: از کانی‎های دیگر اسکارن کلریت را می‌توان نام برد. این کانی به شکل‎های گوناگون‌‌، از جانشینی تا پرکنندگی فضاهای تهی، در سنگ دیده می‌شود. کلریت همراه با کلسیت و کوارتز در واپسین گامه‌های اسکارن‌زایی و از دگرسانی اپیدوت و اکتینولیت پدید می‌آید.

کلسیت: کلسیت از کانی‎هایی است که در بیشتر همایندهای اسکارنی دیده می‌شود. این کانی با بیشتر کانی‎های اسکارنی در تعادل بوده و گاه جانشین بخشی از کانی‎های اسکارنی می‌شود.

کوارتز: کانی کوارتز نیز به شکل کانی‎های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در اندازه‌های درشت تا کمابیش ریز در اسکارن جوینان دیده می‌شود.

در محدوده بررسی‌شده، گسترش مرمرها بسیار بیشتر از اسکارن است؛ به‌گونه‌ای‌که توده‌های سفید مایل به کرمی‌رنگِ مرمر از دور دیده می‌شوند. مرمرها دارای بافت گرانوبلاستیک و پورفیروبلاستیک بوده و عموماً دارای بلورهای کلسیت پلی‌گونال با ماکل‌های تکراری هستند. کوارتز و پیروکسن‌های ریزدانه بی‌شکل از دیگر کانی‎های مرمرها هستند. گاه بلورهای سوزنی‌شکل ترمولیت- اکتینولیت و تجمع‌های کانی کلریت (که چه‌بسا سودومورف گارنت باشند) نیز در مرمرها دیده می‌شوند.

شیمی کانی‎ها

ولاستونیت: در جدول 2، تجزیه ریزپردازشی 4 نمونه ولاستونیت اسکارن جوینان آورده شده است. داده‌ها نشان می‌دهند که میزان CaO ولاستونیت بالا بوده و عنصرهای Fe و Mn به مقدار بسیار کمی جانشین کلسیم شده‌اند. میانگین FeO_(Total) نزدیک‌به 03/0 درصد وزنی و MnO نزدیک‌به 02/0 درصد وزنی است و دارابودن ولاستونیت با خلوص بالا را نشان می‌دهد (شکل‌های 5- A و 5- B). برپایه تجزیه‌های انجام‌شده، فرمول ولاستونیت برای نمونه‌های S1-7 و S1-8 به‌ترتیب Ca_1.949Fe_0.001Si_2.04Al_0.001O₆ و Ca_1.968Fe_0.0009Mn_0.0009Si_2.029Al_0.0004O₆ است.

جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی بلورهای ولاستونیت در اسکارن جوینان (شمال اصفهان)

S1-18	S1-17	S1-8	S1-7	Sample No.
52.92	52.83	52.38	53.07	SiO₂
0.05	0.04	0.03	0.06	Al₂O₃
0.02	0.04	0.03	0.04	FeO^(t)
0	0	0	0	MgO
46.35	46.05	47.44	47.19	CaO
0.02	0.04	0	0.04	Na₂O
0.02	0.02	0.03	0	MnO
0	0	0	0	TiO₂
0	0	0	0	P₂O₅
99.43	99.05	99.94	100.61	Total

کلینوپیروکسن: برپایه داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی، پیروکسن‌های بررسی‌شده در بخش QUAD و گستره دیوپسید- هدنبرژیت جای می‌گیرند (شکل 5). معمولاً با افزایش Al₂O₃ در ساختار کلینوپیروکسن‌ها، میزان TiO₂ آنها افزایش می‌یابد. برخی از این پیروکسن‌ها در میزان MnO افزایش نشان می‌دهند. این افزایش با کاهش آشکارای مقدار MgO و Al₂O₃ همراه است (جدول 1). در بیشتر بلورهای کلینوپیروکسن، مقدار هدنبرژیت در حاشیه بیشتر از بخش مرکزی است (شکل‌های 6- D و 6- C) و می‌توان آن را پیامد غنی‌شدگی آهن در سیال‌های آبگون دانست.

شکل 5- جایگاه پیروکسن‌ها در اسکارن جوینان (شمال اصفهان) در:A) نمودار زده‌بندی Morimotto و همکاران (1988)؛ B) نمودار Morimotto و Kitamora (1983) (Na= Na pyroxene; Na-Ca= Na-Ca pyroxene; Quad=Ca-Mg-Fe pyroxene; Q=Ca + Mg + Fe²⁺; J=2Na)

کلریت: این کانی آب‌دار به‎صورت روزنه‌ای (شکل‌های 6- E و 6- F)، فضای تهی میان کانی‎های دیگر را پر کرده است. آن‌گونه‌که از داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برداشت می‌شود (جدول 3)، کلریت‌ها در اسکارن از دسته دیابانتیت و پیکنوکلریت هستند. برپایه داده‌های تجزیه انجام‌شده، فرمول ساختاری نمونه کلریت شماره 12-1 به‎صورت Mg_3.64Al_1.87Fe_6.45Si_5.71Al_2.59O₂₀(OH)₁₆ است.

بحث

پیدایش پهنه اسکارن در کنارة توده نفوذی (بدون تداخل یا آمیختگی) و با کانی‎های ویژة اسکارن کلسیک (سیلیکات‌های سرشار از کلسیم و آهن؛ مانند: آندرادیت، هدنبرژیت و ولاستونیت) و مقدارهای بسیار کم تالک، نشان‌ می‌دهد این اسکارن از اگزواسکارن‌های کلسیمی مایل به منیزین بوده (Helmi, 2008) و در چند گامه مستقل پدید آمده است. در این اسکارن پهنه‌بندی روشنی دیده نمی‌شود و کانی‎ها در دو گامة اصلی دگرگونی و دگرنهادی (پیشرونده و پسرونده) پدید آمده‌اند. نخست مرمر در پی دگرگونی ایزوشیمیاییِ سنگ آهک ناخالص پدید آمده است. سپس، سیال‌های آبگون آزادشده از پیکره نفوذی از راه نقاط ضعف و شکستگی‌های سنگ، با مرمر واکنش داده‌اند و همایندهای کانیایی اسکارن را پدید آورده‌اند. ازاین‌رو، اسکارن جوینان ستبرای چندانی ندارد و به شکل‎های جانشینی، پراکنده و رگه‌ای دیده می‌شود.

شکل 6 - تصویر میکروسکوپ الکترونی (BSE) از کانی‎های اسکارن جوینان (شمال اصفهان): A، B) ولاستونیت؛ C، D) کلینوپیروکسن؛ C، E، F) کلریت (نماد کانی‌ها از Kretz (1983) برگرفته شده است)

جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای 4 نمونه کلریت در اسکارن جوینان (شمال اصفهان) و فرمول ساختاری به‌دست آمده برپایه 28 اتم اکسیژن (N.d: مقدارهای کمتر از آستانة آشکارسازی در روش تجزیه ریزکاو الکترونی)

Sample No.	4-1	12-1	13-1	14-1	15-1	16-1
SiO₂	28.18	30.00	29.94	28.56	29.97	29.47
Al₂O₃	19.34	18.42	17.77	17.62	19.36	17.79
TiO₂	0.02	0.02	0.01	0.01	0.01	N.d
FeO^(t)	24.38	27.51	26.20	26.67	27.59	28.29
MgO	13.21	12.83	9.84	10.73	10.89	12.02
MnO	2.83	1.39	1.12	0.94	1.03	1.07
CaO	0.16	0.13	0.08	0.07	0.09	0.06
Na₂O	N.d	N.d	N.d	0.02	N.d	N.d
Total	88.21	90.64	85.23	84.96	88.97	88.76
Si	5.29	5.71	5.94	5.71	5.76	5.72
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al^IV	2.11	1.87	1.58	1.78	1.82	1.83
Al^VI	2.68	2.59	2.96	2.77	2.92	2.57
Fe	6.80	6.45	6.69	6.94	6.55	6.77
Mg	3.69	3.64	2.91	3.20	3.12	3.48
Mn	0.45	0.22	0.19	0.16	0.17	0.17
Ca	0.03	0.03	0.02	0.02	0.02	0.01
Na	0.00	0.00	0.00	0.02	0.01	0.00

تبلور کانی‎های اسکارن با ولاستونیت آغاز شده و با پیروکسن و گارنت ادامه یافته است. کانی‎های آمفیبول و اپیدوت از کانی‎هایی هستند که هنگام افت دما و دگرنهادی پسرونده پدید آمده‌اند. در واپسین گامة دگرنهادی پسرونده، این کانی‎ها نیز با کلریت، کلسیت، کوارتز و ... جانشین شده‌اند.

بررسی‌های Taylor و O’Neil (1977) نشان داده است که سیال‌های آبگونی که هنگام دگرگونی همبری و دگرنهادی از سنگ‎های آهکی می‌گذرند دارای XCO₂ کم (کمتر از 1/0%) هستند. در نخستین گامة اسکارن‌زایی، همزمان با شوک دمایی بالا، کانی‌های همایند (پاراژنز) خشک و بی‌آب، مانند ولاستونیت، پدید می‌آیند. از آنجایی‌که برای پایداری ولاستونیت باید CO₂ به‌گونه‌ای از محیط بیرون رود؛ پس برای بیرون‌رفتن و یا کم‌شدن مقدار CO₂، باید محیط دچار هجوم سیال‌های سرشار از آب شود تا آب در نقش رقیق‌کننده بتواند از ﺗﺄثیر CO₂ بکاهد.

پیدایش ولاستونیت در دماهای فراتر از 550 درجه سانتیگراد و در حضور سیال آبگون با XH₂O بالا (شکل 7) رخ داده است (Einaudi and Burt, 1982). پیدایش ولاستونیت بیشتر به دماهای 600 (در ژرفای کم) تا 750 درجه سانتیگراد (در ژرفای بیشتر) محدود شده و یک دماسنج دگرگونی به‌شمار می‌آید. از آنجایی‌که پیدایش ولاستونیت واکنشی کربن‌زداست؛ در شرایطی که به علت‌های گوناگون (مانند: رقیق‌شدن سیال‌ها با دیگر سازه‌های فرّار و یا خروج CO₂ از لابلای شکاف‌های سنگ) فشار بخشی CO₂ کاهش یابد، ولاستونیت در دماهای کمتر نیز پدید می‌آید. پیدایش ولاستونیت (دمای 700-550 درجه سانتیگراد)، شرایط پیدایش سنگ را به بخش بالایی رخساره هورنبلند- هورنفلس (و بخش‌های زیرین رخساره پیروکسن- هورنفلس) می‌رساند (Lentz, 1998).

شکل 7- نمودار T در برابر XCO₂ برای ترکیبات سرشار از آب در P = 500 بار در سامانه Ca-Mg-Si-C-O-H (Kerrick, 1974)

در شرایط دمابالای موجود، کلینوپیروکسن (دیوپسید- هدنبرژیت) و گارنت از تاثیر سیال‌های آبگون سرشار از سیلیس و آهن بر سنگ آهک، پدید می‌آیند. همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، پیروکسن و گارنت در تعادل با یکدیگر بوده و فراوانی آنها در بخش‌های گوناگون اسکارن تغییر می‌کند. ترکیب پیکره نفوذی و ویژگی‌های سنگ مادر عوامل اصلی کنترل‌کننده کانی‎شناسی اسکارن (Ray et al., 1995; Meinert, 1995) هستند؛ اما تغییر مقدار کلینوپیروکسن به گارنت در منطقه بررسی‌شده را می‌توان به تغییرات شرایط اکسایش- احیایی سیال‌های پدیدآمده از پیکره نفوذی دانست (Meinert, 1997). پیدایش کلینوپیروکسن دیوپسید- هدنبرژیتی و گارنت گروسولار- آندرادیتی در دمای بالاتر از 450 درجه سانتیگراد رخ می‌دهد. سرد‌شدن نسبی سیال‌ها و بالا‌رفتن بیشتر فوگاسیته اکسیژن، نخست ناپایداری هدنبرژیت و پیدایش گارنت (گروسولار- آندرادیتی) و در پی آن جایگزینی کانه آهن را در پی دارد (شکل 8). داشتن میانبارهای ریز و تحلیل‌رفته کلینوپیروکسن و گارنت درون مگنتیت و مرز ناپایدار مگنتیت با این دو کانی، درستی این گفته را نشان می‌دهد. داده‌های به‌دست‌آمده از پژوهش‌های Kato (1991) نشان می‌دهند که واکنش تحلیل‌رفتن پیروکسن هدنبرژیتی به‌دست گارنت آندرادیتی، در پایداری مگنتیت و پیدایش سولفیدهای فلزی نقش مهمی دارد. هدنبرژیت و گارنت هر دو در دمای بالا و فوگاسیته پایین CO₂ پایدار هستند. هدنبرژیت در شرایط کمابیش احیایی و آندرادیت در شرایط اکسایش پایدار می‌مانند. در شرایط حد واسط، این دو کانی در یک سنگ با هم پایدار هستند. در شرایط دمای کم و یا فوگاسیته CO₂ بالا، هر دوکانی به مجموعه کلسیت، کوارتز- مگنتیت تبدیل می‌شوند (Burt, 1977).

شکل 8- روابط فازی T در برابر log fO₂ در XCO₂ برابر با 1/0 و P برابر با 5 کیلوبار در سامانه Ca-Fe-Si-C-O-H (Einaudi and Burt, 1982)

سردشدن بیشتر سیال‌های آبگون در آغاز گامة دگرنهادی پسرونده، دگرسانی همایندهای اسکارنی بی‌آب آغازین و ته‌نشست مگنتیت رگچه‌ای را آسان می‌کند. در این گامه، کانی‎های اکتینولیت، اپیدوت، کلسیت، مگنتیت، کوارتز و کلریت جانشین کانی‎های گارنت و کلینوپیروکسن می‌شوند (Burt, 1977). این گامه با پیدایش اپیدوت، رخساره آلبیت- اپیدوت- هورنفلس روی می‌دهد.

در هنگام تبلور همایندهای اسکارنی آغازین، فوگاسیته اکسیژن کم است و با پیشرفت تبلور فزونی می‌یابد. ناپایداری پیروکسن‌های هدنبرژیتی و جایگزینی گارنت آندرادیتی گواه این گفته هستند. واکنش ناپایداری کلینوپیروکسن و جانشینی گارنت آندرادیتی فوگاسیته اکسیژن را کاهش می‌دهد؛ زیرا آهن فروی پیروکسن جای خود را به آهن فریک در گارنت می‌دهد. پیدایش گارنت‌های آندرادیتی، شرایط احیایی را پدید آورده است و در این شرایط سولفیدهای فلزی به پایداری رسیده‌اند. در واپسین مرحله دگرنهادی پسین، اپیدوت در فوگاسیته بالای اکسیژن پدید می‌آید.

برپایه تقدم و تاخر زمانی پیدایش کانی‎ها، برای اسکارن‌های جوینان می‌توان کانی‌های همایند (پاراژنتیک) را در جدول 4 پیشنهاد کرد.

جدول 4- کانی‌های همایند (پاراژنتیک) در اسکارن جوینان (شمال اصفهان)

در منطقه جوینان، سه رخساره دگرگونی پیروکسن- هورنفلس، هورنبلند- هورنفلس و آلبیت- اپیدوت- هورنفلس دیده می‌شوند.

رخساره پیروکسن- هورنفلس در کنار پیکره نفوذی دیده شده و با تبلور ولاستونیت شناخته می‌شود. برپایه دارابودن ولاستونیت، این رخساره در دمای بالاتر از 550 درجه سانتیگراد رخ داده است. مجموعه کانی‎های گارنت، کلینوپیروکسن، اکتینولیت و کلسیت را می‌توان پیامد رخساره هورنبلند- هورنفلس دانست. این رخساره در دمای نزدیک به 450 درجه سانتیگراد (با توجه به دارابودن پیروکسن) رخ داده است. رخساره آلبیت- اپیدوت- هورنفلس در اسکارن جویان با کانی‎های اپیدوت، کلسیت، کوارتز، کلریت و اکتینولیت شناخته می‌شود.

گامه‌های پیدایش اسکارن را می‌توان به چند بخش رده‌بندی کرد. نخست با نفوذ پیکره گرانیتوییدی درون سنگ میزبان کربناته، در دمای 500 تا 700 درجه سانتیگراد، واکنش‌های کربن‌زدایی روی داده و پس از آن، کانی ولاستونیت پدید آمده است. همزمان با آزاد‌شدن سیال‌های سرشار از سیلیس و آهن از توده نفوذی، نخستین پهنه بی‌آب اسکارنی، در دمای 400 تا 600 درجه سانتیگراد، پدیدار شده است. در اسکارن‌های کربناته، این کانی‎ها معمولاً گارنت و یا کلینوپیروکسن هستند. معمولاً نهشته‌های فلزی هنگام پیدایش اسکارن و در دمای 300 تا 500 درجه پدید می‌آیند. در این منطقه، بالارفتن فوگاسیته اکسیژن در سیال‌های گرمابی همزمان با سرد‌شدن نسبی آن، نخست ناپایداری هدنبرژیت را در پی داشته است و پس از آن، کانه آهن را جایگزین کلینوپیروکسن کرده است. سردشدن نسبی سیال‌ها، دگرسانی گرمابی همایندهای اسکارنی نخستین و ته‌نشست مگنتیت رگچه‌ای را آسان کرده است.

نتیجه‌گیری

اسکارن جوینان در پی نفوذ پیکره گرانیتوییدی قهرود درون کربناتهای ناخالص کرتاسه بوجود آمده است. دگرگونی بی‌درنگ پس از جایگیری ماگمای گرانیتوییدی درون سنگ‎های کربناته آغاز شده است. در این هنگام شار دماییِ بالایِ پیکره گرانیتوییدی، دگرگونی ایزوشیمیایی و جایگزینی سنگ‎های آهکی با مرمر را در پی داشته است. بررسی‌های صحرایی نشان می‌دهند که پهنه‎های اسکارنی به شکل زبانه‌هایی در سنگ میزبان مرمری پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، می‌توان چنین تصور کرد که نخست، کربنات‌های موجود به مرمر تبدیل شده و سپس، اسکارن‌ها در راستای شکستگی‌ها و نقاط واکنش‌پذیر ساخته شده است. پس از جایگیری کامل پیکره گرانیتوییدی و آغاز انجماد، سیال‌های آبگون ماگما به‌آرامی اشباع شده و به‎صورت یک فاز مستقل از ماگما جدا شده‌اند. ورود این فاز سیال آبگون به درون شکستگی‌های سنگ‎های درونگیر، مقدار فراوانی از عنصرهای Si، Fe و Mg را به درون هاله متاسوماتیک آورده است؛ ازاین‌رو، دگرنهادی پیشرونده مرمر رخ داده و مقدار چشمگیری کانی‎های کالک‌سیلیکاتة بی‌آب (مانند: ولاستونیت، پیروکسن و گارنت) پدید آمده‌اند. در پایان این گامه، واکنش جانشینیِ بخشی تا کاملِ پیروکسن با گارنت آندرادیتی در نقش یک تامپون (بافر) فوگاسیته اکسیژن را کاهش داده است. پیامد این فرایند، پایداری مگنتیت و سولفیدهای فلزی بوده است. در گامة دگرنهادی پسرونده، ورود سیال‌های آبگون با دمای کمتر، رخداد فرایندهای آبگیری و کربن‌گیری را در پی داشته است. در این هنگام، بخشی از کانی‎های کالک‌سیلیکاته بی‌آب با کانی‎های کالک‌سیلیکاته آب دار (مانند: اکتینولیت، کلریت، مگنیت و اپیدوت) جانشین شده‌اند. ازاین‌رو، می‌توان دریافت که در این مرحله، سیال آبگون با فوگاسیته بالای اکسیژن از خاستگاه سلول‌های همرفتی در پیرامون توده نفوذی داغ بوده است؛ زیرا آب‌های جوی درون سنگ‎ها (پیش از دگرگونی همبری) می‌توانند وارد این فرایند شوند.

اسکارن چندزادی (پلی‌ژنتیک) جوینان، یک اسکارن آهن و مس کلسیک است. این اسکارن در ژرفای کم و با سیال‌های آبگون اکسایشی وابسته به پیکره نفوذی پدید آمده و پیدایش آن در گامه‌های گوناگونی رخ داده است.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه پیام‌نور برای پشتیبانی مادی در راستای انجام این پژوهش سپاس‌گزارند.

مراجع

Badr, A. (2012) Petrological and mineralogical studies of skarns in west part of Ghohroud granodiorite. MSc thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian)

Badr, A., Tabatabai, M. Mackizadeh, M. A.,Hashemi, M. and Taghipour, B. (2013) Mineralogical and geochemical studies of intrusive body of Ghohroud. Petrology 4(15): 97-104 (in Persian).

Bashiri, E. (1999) Mineralogical and petrological studies of skarns, marbles and hornfelses in Meymeh to Ghamsar (Urumieh-Dokhtar magmatic belt). MSc thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Berman, R. (1988) Internally-consistent thermodynamic data for minerals in the system Na₂O-K₂O-CaO-MgO-FeO-Fe₂O₃-Al₂O₃-SiO₂-TiO₂-H₂O-CO₂. Journal of Petrology 29(2): 445-522.

Burt, D. B. (1977) Mineralogy and petrology of Skarn Deposits. Rendiconti della Società Italiana di Mineralogia e Petrologia 33(2): 859-873.

Ciboanu, C. L. and Cook, N. J. (2004) Skarn texture and a case study: The ocna de Fier- Dognccea ore field, Banat, Romania. Ore Geology Reviews 24: 315-370.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An introduction to the rock forming minerals. 7^th impression, Longman, London.

Einaudi, M. T. (1982) Descriptions of skarns associated with porphyry copper plutons. In: Advances in geology of porphyry copper deposits, Southwestern North America (Ed. Titley, S. R.) 139-183. University of Arizona Press, Tucson.

Einaudi, T. and D. M. Burt (1982) Introduction, terminology, classification and composition of skarn deposits. Economic Geology 77: 745-754.

Emami, M. H. (2001) Magmatic activities in Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Ghasemi, A. Tabatabaeimanesh, S. M. and Tabatabaei, S. H. (2014) Petrography, mineral chemistry, thermobarometry and the determination of magmatic series in the Ghohroud intermediate enclaves, South of Kashan. Petrology 20: 127-146.

Grammatikopoulos, T. A. and Clarke, A. H. (2005) Petrogenesis of the Platinova skarn in the Belmont domain (Composite Arc Belt, SE Ontario, Canada). Mineralogy and Petrology 85: 141-161.

Helmi, F. (2008) Skarns and skarn deposits (with special emphasize to Iran skarns). Amir kabir Publication, Tehran (in Persian)

Kato, Y. (1991) Textural and compositional changes of clinopyroxene replaced by garnet in the Mozumi deposit, Kamioka mine, Japan. In: Skarns, their genesis and metallogeny (Ed. Barto Kyriakidis, A.) Theophrastus publications States America, California.

Kerrick, D. M. (1974) Review of Metamorphic mixed volatile (H₂O-CO₂) equilibria. American Mineralogist 59: 729-762.

Kretz, R. (1983) Symboles for rock-forming minerals. American Mineralogists 68 :277-279.

Lentz, D. R. (1998) Mineralized intrusion-related skarn systems, Ottawa. Mineralogical Association of Canada, Short Course Series, Canada.

Meinart, L. D. (1992) Skarns and Skarn Deposits. Geoscience Canada 19: 145-162.

Meinert, L. D. (1995) Compositional variation of igneous rocks associated with skarn deposits- chemical evidence for a genetic connection between petrogenesis and mineralization. In: Magma, Fluid and Ore Deposits (Ed. Thompson, J. F. H.) Short Course Series 23: 400-418. Mineralogical Association of Canada.

Meinert, L. D. (1997) Application of skarn deposit zonation models to mineral exploration.Exploration and Mining Geology 6: 185-208.

Mirlohi, A. S. (2008) Petrology and geotectonic of Early Paleozoic basalts in Jehagh valley (West of Ghohroud -South of Kashan). MSc thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian)

Morimoto, N., and Kitamoura, M. (1983) Q-J diagram for classification of pyroxene. The Journal of the Japanese Association of Mineralogy, Petrology and Economic Geology 78: 141.

Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F.A., Zussman, J., Aoki, K., and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxene. Mineralogical Magazine 52: 535-555.

Nourbakhsh, P. (2000) Mineralogical, Petrographical and Petrological studies of East Ghohrud Skarns. MSc thesis, Azad Islamic University North Tehran Branch, Tehran, Iran (in Persian).

Pourhomayoon, P. (2005) Mineralogy and petrology of skarn and marbles of Jehagh- Zanjanbor (South of Kashan). MSc thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Radfar, J. and Alai Mahabadi, S. (1993) Geological Quadrangle Map of Kashan, 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Ray, G. E., Webster, I. C. L. and Ettlinger, A. D. )1995) The distribution of skarns in British Columbia and chemistry and ages of their related plutonic rocks. Economic Geology 90: 920-937.

Taylor, B. E. and O’Neil, J. R. (1977) Stable isotope studies of metasomatic Ca-Fe-Al-Si skarns and associated metamorphic and igneous rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 63: 1-49.

Tracy, R. J. and Frost, B. R. (1991) Phase equilibria and thermobarometery of calcareous, ultramafic and mafic rocks and iron formation. In: Contact metamorphism (Ed. Kerrick, D. M.) 207-289. Reviews in Mineralogy, Mineralogical Society of America.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,148

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 860

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

کانی‎شناسی و خاستگاه اسکارن آهن جوینان (پهنه‌ ماگمایی ارومیه- دختر، شمال اصفهان)