شیمی‌کانی و زمین‌دماسنجی کلریت در ناحیة دالایون (خاور دورود-پهنة سنندج-سیرجان)

کلریت به‏‌طور گسترده در محیط‏‌های مختلف سنگی و زمین‏‌شناسی پراکنده است (Wu et al., 2019) و از کانی‏‌های رایج در سنگ‏‌های دگرگونی با دمای پایین-متوسط، دیاژنز، فرایند دگرسانی کانی‏‌های فرومنیـزین ماننـد بیوتیت در طی دگرگونی قهقرایی و دگرسانی ذخایر مس، اورانیم و طلا به‌شمار می‏‌آید (Tetiker et al., 2015; Absar, 2014; Ciesielczuk, 2002). بسیاری از پژوهشگران، با بررسی کلریت‏‌ها در سیستم‏‌های مختلف زمین گرمایی و گرمابی، فرمول‏‌های تجربی برآورد شرایط پیدایش فیزیکی و شیمیایی کلریت را با کمک ترکیب و ویژگی‏‌های تغییر ساختاری کلریت خلاصه کرده‌ و الگو‏‌های تحقیقاتی کمی را پیشنهاد کرده‏‌اند (Girgsby, 2001; Gould, 2010; Toth, 2007). عوامل مؤثر در فرایند پیدایش کلریت شامل ترکیب شیمیایی سنگ میزبان و مؤلفه‌های سیال، مانند فوگاسیتة اکسیژن، اکتیویتة یون Mg، غلظت سولفور و pH یـا غلظـت یـونی است (Ciesielczuk, 2002). کلریت کانی از گروه سیلیکات‏‌های ورقه‏‌ای شامل تناوبی از لایه‏‌های چهاروجهی-هشت‌وجهی-چهاروجهی (T-O-T) است که با میان‌لایه‏‌های هشت‌وجهی بروسیت مانند (Mg²⁺, Fe²⁺,…) (OH)₆ پر می‏‌شوند. ترکیب شیمیایی بسیار گسترده کلریت‏‌ها نشان‏‌دهندة محیط پیدایش بسیار متنوع و بازتابی از شرایط فیزیکوشیمیایی تبلور آن است (Cathelineau and Nieva, 1985; Bailey, 1988; Cathelineau, 1988; Battaglia, 1999; Schmidt and Livi, 1999; Vidal and Parra, 2005; Plissart and Féménias, 2009; Morad et al., 2011). ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، کانی‏‌شناسی و سازوکار پیدایش سنگ‏‌های گرانیتی را می‏‌توان به کمک دگرسانی گرمابی بیوتیت به کلریت بررسی کرد (Morad et al., 2011). داده‏‌های دمایی به‌دست‌آمده از زمین‏‌دماسنجی کلریت با داده‏‌های به‏‌دست‌آمده از زمین‌دماسنجی سیال‌های درگیر  با هم همخوانی دارند (Cathelineau and Nieva, 1985; Kordi Sykan and Shahrokhi, 2021; Shahrokhi, 2021). پرشدن دو جایگاه چهاروجهی (تترائدری) و هشت‌وجهی (اکتائدری) توسط آلومینیم در کانی کلریت نشان‏‌دهندة تأثیر فراوان دمای تبلور بر برخی متغیرهای زمین‏‌شیمی است (Czamanske et al., 1988; McDowell and Elders, 1980; Cathelineau, 1988). همبستگی مثبت میان دمای تبلور کلریت و Al^IV از راه بررسی کلریت‏‌های کمربند آتشفشانی کواترنری مکزیک در منطقه لوز‏‌آزوفرس به اثبات رسیده است (Cathelineau and Nieva, 1985). به‏‌علت پیدایش محلول جامد گسترده، به اعضای گروه کلریت نام‏‌های بسیاری همانند شاموزیت، کلینوکلر، پیکنوکلریت، پناتیت، سودوییت، رپیدولیت و دیابانتیت داده شده ‏‌است (Klein and Hurlbut, 1999). در ناحیة دورود تا کنون بررسی‌های بسیاری انجام شده است که از میان آنها می‏‌توان بررسی آمفیبولیت‏‌های شرق دورود (AhmadiKhlaji et al., 2017)، زمین‏‌دماسنجی دگرریختی مرمرها در شمال دورود (Moradi et al., 2015a)، ‏‌شیمی‌کانی و تعیین خاستگاه تورمالین در گرانیت-گنایس شمال‌خاوری معدن ژان در شمال دورود (Moradi et al., 2015b) و ‏‌ کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی تورمالین‏‌های مالمیر در نزدیکی بلافصل کلریت دالایون (Shahrokhi et al., 2017) را نام برد. ناحیة بررسی‌شده در دالایون کلریت با خلوص بسیار بالا دارد که همکنون به‏‌عنوان مادة معدنی استخراج و برای مصارف گوناگون مانند تولید کاشی و سرامیک به‌کار برده می‏‌شود. تاکنون خاستگاه و چگونگی پیدایش این کلریت‏‌ها بررسی نشده است و سنگ میزبان با توجه به خلوص بالا، به سختی در بررسی‏‌های میدانی شناسایی می‌شود. هدف از این مقاله، بررسی شیمی‏‌کانی کلریت و همچنین، زمین‏‌دماسنجی و تعیین دمای سیال است که می‏‌تواند برای آگاهی از ویژگی‌های تکتونوماگمایی و سنگ‏‌زایی در ناحیة دالایون و در تکمیل تعبیر و تفسیر داده‏‌های زمین‏‌شیمی و سنگ‏‌شناسی به‌کار گرفته شود.

زمین‏‌شناسی

ناحیة دالایون در خاور شهرستان دورود و در فاصلة طول‏‌های جغرافیایی '00 °49 تا '50 °48 خاوری و عرض‏‌های جغرافیایی '40 °33 تا '50 °33 شمالی و در ضلع خاوری برگة 100000/1 بروجرد جای گرفته است (شکل1). از دیدگاه زمین‏‌شناسی ساختاری، این ناحیه ببخشی از پهنة سنندج- سیرجان دانسته شده است (Stocklin, 1968) و در زیرپهنة بیستون شامل کربنات‏‌های محیط کم ژرفای دریا از زمان تریاس پسین تا کرتاسة پسین جای دارد (Mohajjeh and Sahandi, 2001). از دیدگاه سنگ‌شناسی، کهن‏‌ترین واحدها با گسترش چشمگیر  به سن تریاس بالایی- ژوراسیک هستند و شامل توالی کمابیش یکنواختی از اسلیت، شیست‏‌های میکادار نیم‌رس با رگه و رگچه‏‌های سیلیسی و میکاشیست کوردیریت و سیلیمانیت‏‌دار به‌همراه هورنفلس‏‌های سیاه رنگ و ماسه‏‌سنگ‌های دگرگون‏‌شده هستند (Shahrokhi, 2002).

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی ناحیة دالایون و جایگاه آن در پهنة سنندج-سیرجان.

Figure 1. Geological map of Dalayon area and Its location in the Sanandaj-Sirjan zone.

مشخص‌نبودن حد زیرین رسوب‌های تریاس بالایی- ژوراسیک، بهم‏‌ریختگی زمین‌ساختی، دگرریختی‏‌های فراوان و یکنواختی توالی رسوب‌ها در مقیاس ناحیه‌ای باعث شده است ستبرای این توالی و تغییرات جانبی لایه‏‌ها را نتوان به‏‌طور دقیق اندازه‏‌گیری و پیگیری کرد (Lotfi and Shahrokhi, 2004). نفوذ ماگما در ژوراسیک میانی (~ 165 میلیون سال پیش) (Esna-Ashari et al., 2012) و پیدایش تودة گرانیتوییدی پیدایش و گسترش هالة دگرگونی در محل همبری سنگ‏‌های موجود با تودة آذرین درونی را به‌دنبال داشته است (Esna-Ashari et al., 2016)‏‌ و به پیدایش شیست‏‌های لکه‏‌دار و مقدار کمی هورنفلس در این ناحیه انجامیده است. توالی تریاس بالایی-ژوراسیک در جنوب ناحیه یادشده با رخسارة کنگلومرا و ماسه‏‌سنگ پیشرونده کرتاسه پوشیده می‏‌شود (Shahrokhi, 2009; Lotfi and Shahrokhi, 2004). پدیده‏‌های دگرگونی و فعالیت‏‌های ماگمایی درونی و بیرونی ساختمان زمین‏‌شناسی منطقه را تحت‌تأثیر قرار داده است و نقش بنیادین در پیدایش کلی ریخت‌شناسی منطقه داشته‏‌ است (Zarei Sahamieh et al., 1998).

روش انجام پژوهش

برای بررسی ترکیب کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی کلریت‏‌های ناحیة دالایون، شمار 20 نمونة هوانزده سطحی از بخش‏‌های مختلف منطقة دگرسان برداشت شد. مقاطع نازک-صیقلی آنها به کمک میکروسکوپ پلاریزان بازتابی Nikon-E200 در دانشگاه آزاد اسلامی واحد خرم‏‌آباد بررسی شدند. همچنین، برای بررسی کانی‏‌شناسی و دگرسانی سنگ میزبان، شمار 10 نمونه به روش پراش پرتوی ایکس (XRD) در آزمایشگاه زرآزما تجزیه شد. برای تعیین ترکیب، نوع و خاستگاه کلریت، تجزیة ریزکاوالکترونی برای 20 نقطه از کانی کلریت با کمک دستگاه CAMECA-SX-100 و استانداردهای مختلف برای 12 پارامتر در آزمایشگاه ریزکاوالکترونی مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران به‏‌انجام رسید. ولتاژ شتاب‏‌دهندة دستگاه 15 کیلوالکترون‏‌ولت (KeV) و شدت جریان 20 نانوآمپر (nA) بوده است. خطای تجزیه برای عنصرهای اصلی 1% نسبی و برای عنصرهای فرعی 5% نسبی است. فرمول ساختاری بر پایة 14 اکسیژن برای کلریت به‌دست آمد. از آنجایی‌که منگنز و آهن دو ظرفیتی متداول‏‌ترین حالت در کلریت هستند (Bloodate et al., 1999)، پس کاتیون‌های آهن و منگنز دو ظرفیتی در نظر گرفته شدند. گفتنی است اندازه‌گیری نسبت Fe²⁺/Fe³⁺ به‏‌علت ناتوانی دستگاه امکان‏‌پذیر نبود (جدول 1). بررسی سیال‌های درگیر پس از تهیة سه نمونه مقطع نازک دوبرصیقل 300 میکرونی و بررسی سنگ‌نگاری با کمک عدسی شیئی LWD50x میکروسکوپ Ziess، با استیج گرم- و سردکنندة مدل MDS600 شرکت Linkam با تغییرات دمایی در 190- تا 600+ درجة سانتیگراد در دانشگاه تربیت مدرس به‌انجام رسید. برای گرمایش[1] از دستگاه Hot stage و برای مرحلة سرمایش[2] از نیتروژن مایع با دقت±1/0ºC بهره گرفته شده است. نام اختصاری کانی‌ها در شکل‌ها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.

ویژگی‏‌های صحرایی و سنگ‌نگاری واحدهای کلریت‏‌دار

ناحیة دالایون در شمال و خاور گسل محسن‏‌بن‏‌علی جای دارد (شکل 1). در گسترة یادشده سنگ‏‌های آذرین درونی با ترکیب گرانیت تا گرانودیوریت و سنگ‏‌های دگرگونی شامل متاولکانیک‏‌ها، اسلیت، فیلیت و سریسیت‏‌شیست بیشترین گسترش را دارند (شکل 1). تودة آذرین درونی که در ناحیة یادشده در متاولکانیک‏‌ها و سنگ‏‌های دگرگونی نفوذ کرده است شامل شامل گرانودیوریت، گرانیت، پگماتیت‏‌گرانیت، تونالیت، کوارتزدیوریت، پگماتیت‏‌تورمالین‏‌دار و رگه‌های کوارتز تورمالین است (Shahrokhi, 2020).

جدول 1. داده‏‌های ریزکاوالکترونی برای کلریت‏‌های ناحیة دالایون و فرمول ساختاری آنها برپایة 14 اتم اکسیژن.

Table 1. EPMA data for Chlorites in Dalayon area, and the calculated structural formula based on 14 oxygen atoms.

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

واحد متاولکانیک شامل گدازه‏‌های آتشفشانی متوسط و بازیک آلکالن و سنگ‌های آذرآواری از نوع توف بلورین هستند. فیلیت‏‌ها ادامة فیلیت‏‌های سیاه‏‌رنگ همدان هستند که از سریسیت-کلریت شیست‏‌های خاکستری تیره مایل به سیاه‌رنگ و بسیار چین‏‌خورده ساخته شده‌اند و در اصل سنگ‌های پلیتی، رسی، سیلتی و کمی ماسه‏‌ای دانه‏‌ریز دگرگون‌شده هستند. درجة دگرگونی در این شیست‏‌ها در حد بخش پایینی رخسارة شیست‌سبز است. همچنین، شیل‏‌های سیلتی و رسی دگرگون‏‌شده و کم و بیش فیلیتی با درون‌لایه‏‌هایی از ماسه‌سنگ گریوکی دیده می‌شوند که به‏‌طور ناپیوسته روی فیلیت‏‌های همدان جای می‏‌گیرند. تودة گرانیتوییدی یک تودة آذرین مرکب و دوکی‌شکل است و با محور نزدیک به 60 کیلومتر و پهنای 8 کیلومتر، روند شمال‌باختری-جنوب‌خاوری دارد. این تودة گرانیتوییدی در سنگ‏‌های ژوراسیک نفوذ کرده است و شار گرمایی ناشی از آن سبب فرایند دگرگونی همبری در سنگ‏‌های میزبان اطراف توده شده است و به پیدایش هورنفلس کردیریت، آندالوزیت‏‌دار و شیست‏‌های لکه‏‌دار انجامیده است.

بررسی‏‌های میدانی نشان‏‌دهندة حضور کلریت در بخش‏‌های مختلف منطقه مانند متاولکانیک‏‌ها، اسلیت‏‌ها، فیلیت‏‌ها و گرانیت‏‌های نزدیک آنها هستند (Hajmollaali et al., 2000). کلریت‏‌ همراه با سنگ‏‌های گوناگونی مانند گرانودیوریت، متاولکانیک، اسلیت و فیلیت در رخسارة شیست‌سبز پایینی دیده می‌شود (شکل 2-A). در پی دگرگونی و دگرریختی، ساخت و بافت‏‌های شکل‏‌پذیر و گاه شکنا در این سنگ‏‌ها پدید آمده است. بر پایة تجزیة سنگ کل و از دیدگاه کانی‏‌شناسی، سنگ میزبان کلریت‏‌‏‌ها، گرانودیوریت است. کانی‏‌شناسی عمومی این سنگ‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌ها بر پایة بازدیدهای میدانی و بررسی‌های میکروسکوپی شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، ارتوز، میکروکلین و کلریت به‏‌عنوان کانی اصلی (شکل 2-B) و بیوتیت، مسکوویت، آپاتیت، گارنت، روتیل، لوکوکسن، کانی‏‌های تیتانیم‏‌دار، اسفن و زیرکن به‏‌عنوان کانی فرعی است. بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‏‌دهند سنگ مادر نخستین از نوع آتشفشانی با ترکیب حد واسط تا مافیک و همچنین، رسوبات آواری در دوران پالئوزوییک شامل یک واحد رسوبی-پلیتی مانند سیلتستون یا ماسه‏‌سنگ ریزدانه و ناخالص بوده است. این سنگ‏‌ها دچار دگرگونی ناحیه‏‌ای دوران مزوزوییک و در نهایت تأثیر دگرگونی همبری و رفتار سیال‌های مرتبط با آنها در پی نفوذ در سنگ‏‌های گرانیتوییدی موجب پیدایش کلریت شده است. چین‏‌خوردگی و دگرریختی همراه با دگرگونی نیز در تریاس میانی دیده می‌شود (Berberian and King, 1981).

بلورهای کوارتز با ساختار حلقوی همراه با فلدسپار و مقادیر اندکی اسفن، روتیل و آپاتیت در بخش روشن سنگ دیده می‌شوند در پی دگرگونی و در طی بازتبلور پدید آمده‏‌اند (شکل 3-A).

شکل 2. A) حضور کلریت در رخسارة شیست‌سبز پایینی؛ B) حضور کلریت به‏‌عنوان کانی اصلی در ناحیه.

Figure 2. A) Presence of chlorite in low greenschist facies; B) Presence of chlorite as major mineral in the area.

شکل 3. A) بلورهای کوارتز با ساختار حلقوی همراه با فلدسپار و مقادیر اندکی اسفن، روتیل و آپاتیت؛ B) بلورهای آلکالی‏‌فلدسپار بسیار رسی‌شده و هم‏‌رشد ‏‌با کلریت؛ C) نوارهای تیره کلریت-سریسیت-مسکوویت همراه با مقادیر کمی کوارتز ریزبلور و پراکنده؛ D) حضور کلریت در بقایایی از قالب‏‌های بیوتیت اولیه؛ E) بلورهای شکل‏‌دار روتیل در روند رخ‏‌های کلریت؛ F) حضور اسفن در روند رخ‏‌های کلریت.

Figure 3. A) Quartz minerals with sigmoidal structure with feldspar and a few amounts of Sphene, Rutile and Apatite; B) alkali feldspar minerals of heavily clay alteration and inter growth with chlorite; C) Dark bounded of chlorite-sericite-muscovite with a few amounts of microcrystalline and scattered quartz; D) The presence of chlorite in remains of primary biotite molds; E) Rutile euhedral minerals in trends of cleavage of chlorite; F) The presence of Sphene in trends od chlorite cleavage.

برخی بلورهای آلکالی‏‌فلدسپار به‏‌شدت رسی‌شده و با کلریت هم‏‌رشدی نشان می‏‌دهند (شکل 3-B). بر این پایه می‏‌توان گفت دگرسانی بیوتیت به کلریت با تهی‌شدگی K₂O و کاهش SiO₂ همراه بوده و می‏‌تواند به پیدایش پتاسیم‌فلدسپار منجر شود (Czamanske et al., 1988). نوارهای تیره کلریت-سریسیت-مسکوویت همراه با مقادیر کمی کوارتز ریزبلور و پراکنده مجموعه‏‌های کوارتزی را فراگرفته است و از برگوارگی سنگ کاملاً پیروی می‏کنند (شکل 3-C).

کانی کلریت به‏‌صورت درشت‏‌بلور و همچنین، سوزنی و بسیار باریک در زمینة سنگ دیده می‌شود و در برخی بخش‏‌ها میانبارهای بی‏‌شکلی از روتیل و اسفن دارد (شکل‌های 3-A، 3-B و 3-C). این کلریت‏‌ها در بقایایی از قالب‏‌های بلورین از نوع بیوتیت اولیه به بزرگیِ 4 میلیمتر به‏‌طورکامل جانشین شده‏‌اند (شکل 3-D). بررسی‌های انجام‌شده روی دایک‏‌های بازیک و دیگر کلریت‏‌های ناحیة بروجرد نشان‌دهندة جایگزینی بیوتیت با کلریت هستند (Tahmasbi et al., 2017). بلورهای کاملاً شکل‏‌دار روتیل به‏‌صورت دانه پراکنده، مجموعه‏‌های ریزبلور، نیمه‌شکل‏‌دار، شکل‏‌دار و ماکله همراه و در روند رخ‏‌های کلریت دیده می‏‌شود (شکل 3-E). اسفن را نیز‏ می‌توان‌ به‏‌صورت ریزبلور و بی‌شکل همراه و در روند رخ‏‌های کلریت و در جهت برگوارگی عمومی سنگ شناسایی کرد (شکل 3-F).

برخی از کانی‏‌های کدر اولیه که به احتمال بالا از نوع کانی‏‌های آهن و تیتانیم‏‌دار همانند تیتانومگنتیت بوده‏‌اند، با مقادیر بسیار ناچیزی از مجموعه‏‌های لوکوکسنی شامل اسفن، روتیل، ایلمنیت، هماتیت و... جایگزین شده‏‌اند (شکل 4-A). تک بلورهای پراکنده و عمدتاً شکل‏‌دار و گاهی نیمه‏‌شکل‏‌دار زیرکن را می‌توان در مقادیر ناچیز به بزرگی 5/0 میلیمتر همراه با بخش‏‌های دارای سریسیت-مسکوویت قابل شناسایی کرد (شکل‌های 4-A و 4-B). حضور مقدار کم گارنت به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار و کوبیک (شکل 4-B) نشان‏‌دهندة پایین‌بودن فشار و یا فقیر‌بودن سنگ اولیه از منیزیم ‏‌است (Yardley, 1989).

بررسی مقاطع صیقلی نیز وجود کانه‏‌هایی همانند پیریت، هماتیت، کرندوم و طلا را نشان می‏‌دهد (شکل C4 و D4). میزان پیریت و طلا با نزدیک‌شدن به گرانودیوریت‏‌ها افزایش می‏‌یابد که می‏‌تواند نشان‏‌دهندة تأثیر تودة آذرین درونی و سیال‌های پس از ماگماتیسم در کانه‏‌زایی در این سنگ‏‌ها باشد.

بررسی 10 نمونة برداشت‌شده از ناحیة دالایون به روش پراش پرتوی ایکس (XRD) نشان می‏‌دهد کانی‏‌های اصلی در سنگ میزبان شامل کلریت، کوارتز، مسکوویت، ایلیت، میکروکلین، کانی‏‌های فرعی شامل میکروکلین، ایلیت و مسکوویت و کانی جزیی نیز روتیل و بیوتیت هستند (جدول 2، شکل‏‌ 5). کلریت با استفاده از کارت استاندارد 0430-00-036 و با کمک نرم‏‌افزار Xpert high scorplus بررسی و شناسایی شد. بر پایة 10 نمونه تجزیة XRD انجام شد و با توجه به بازدیدهای میدانی و بررسی‌های میکروسکوپی می‏‌توان گفت مهم‏‌ترین دگرسانی دیده‌شده در ناحیة دالایون از نوع کلریتی است؛ زیرا در بررسی‌های کانی‏‌شناسی حضور کلریت در قالب بلورهای بیوتیت دیده شد. ازآنجایی‌که دگرسانی بیوتیت به کلریت نیازمند حضور آهن و منیزیم است، پس می‏‌توان گفت بیوتیت در حضور سیال‌های گرم Fe و Mg دار با کلریت جایگزین شده‏‌است.

شیمی کانی کلریت

برای بررسی میزان آلودگی کلریت‏‌های تجزیه‌شده نسبت Na₂O+K₂O+CaO به‌کار برده می‌شود (Hillier and Velde, 1991; Zang and Fyfe, 1995). اگر میزان این نسبت از 5/0 بیشتر باشد کلریت‏‌ها آلوده هستند و تجزیه‌ها ارزش لازم برای بررسی را ندارند. اگر این نسبت کمتر 5/0 باشد نشان‌‌دهندة نبود آلودگی کلریت‏‌هاست. با توجه به نسبت‏‌های آورده‌شده در جدول 1 می‏‌توان گفت این نسبت در کلریت‏‌های بررسی‌شده از 5/0 بسیار کمتر است و بنابراین کلریت‏‌ها آلودگی ندارند.

شکل 4. A) بلورهای روتیل و بلور زیرکن در زمینه‌ای از کلریت، سرپانتین، مسکوویت و کوارتز؛ B) بلورهای زیرکن و روتیل در زمینه‏‌ای از مسکوویت، کلریت و کوارتز؛ C) حضور کروندوم (یاقوت آبی) در لابلای شیستوزیته سنگ که شامل مسکوویت و کوارتز است؛ D) حضور طلا و پیریت در زمینة سنگ.

Figure 4. A) Rutile and zircon minerals in the field of chlorite, serpentine, muscovite and quartz; B) Zircon and rutile minerals in a background of muscovite, chlorite and quartz; C) The presence of corundum (blue ruby) among the schistosity of the rock including muscovite and quartz; D) The presence of gold and pyrite in the background of the rocks.

به کمک نمودار Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg²⁺) در برابر 2*Si (Pflumio, 1991) می‏‌توان نوع کلریت‏‌ها را مشخص کرد. بر پایة این نمودار کلریت‏‌های دالایون بیشتر رپیدولیت و به مقدار کمتر از نوع پیکنوکلر هستند (شکل 6-A). نسبت Fe/Mg در کلریت‏‌ها در بازة apfu24/1 تا apfu45/1 در نوسان است و حضور کلریت‏‌های آهن‏‌دار را نشان می‏‌دهد. نسبت Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg²⁺) در کلریت‏‌ها برابربا 92/2 تا 11/3 است و نشان‏‌دهندة بالا بودن میزان آهن نسبت به منیزیم است.

مقدار سیلیسیم کمتر از apfu6 نشان‌دهندة خلوص کلریت‏‌ها و مقدار بالاتر از apfu6 نشان‏‌دهندة فازهای میان‌لایه‏‌ای کلریت-اسمکتیت است (Lori et al., 1988). همچنین، محتوای سیلیسیم برابربا apfu64/2 تا apfu91/2 است و نشان‏‌دهندة ترکیب رپیدولیت-پیکنوکلریت برای کلریت‏‌هاست. وجود مقادیر بسیار اندک و در حد صفر کلسیم در کلریت‏‌های ناحیة دالایون (جدول 1) نشان‏‌دهندة نبود اسمکتیت حتی به‏‌صورت اندک است (Lori et al., 1988).

جدول 2. ترکیب کانی‏‌شناسی نمونه‏‌های تجزیه‌شده به روش XRD.

Table 2. Mineralogical composition of samples analyzed by XRD method.

شکل 5. طرح وابسته به یک نمونه از ناحیة دالایون به روش XRD.

Figure 5. The design related to one sample taken from the Dalayon area by XRD method.

پارامتر X_c شامل نسبت لایه‏‌های بروسیت و یا سازندة مولی کلریت در فاز میان‌لایه‏‌ای است (Tabbakh Shabani, 2009; Alavi et al., 2014) که بر پایة آن تجزیة شیمیایی کلریت-اسمکتیت در سلول واحد با اکسیژن متغیر به شرطی که سیستم تبلور هردو تری‏‌اکتاهدرال باشد می‏‌تواند دوباره بررسی شود (Lori et al., 1988). به این ترتیب، اگر فاز تجزیه شده اصلی میان کلریت خالص و ساپونیت خالص قرار گیرد ترکیب آن با فرمول زیر بیان می‏‌شود:

(K, Na, Ca_0.5)_z-y^VI[ (Mg, Fe, Mn)_6-yAl_y]^-IV[Si^8-zAl^z]O₂₀ (OH)_4.x[ (Mg, Fe)₆ (OH)₁₂]

مقدار x، y و z از فرمول بالا و با محاسبة اولیه فاکتور متناسب f به‏‌دست می‏‌آید. این فاکتور بر پایة 28 اکسیژن و به دو صورت مختلف به‌دست آورده می‏‌شود. اگر z˃y باشد f=16/(Al+2Si+2Ca+K) و اگر zc در کلریت خالص نزدیک به 1، در اسمکتیت خالص نزدیک به صفر و برای فازهای میان‌لایه‏‌ای با نسبت کلریت و اسمکتیت نزدیک به 5/0 خواهد بود (Lori et al., 1988). بر پایة تجزیة ریزکاوالکترونی انجام‌شده، مقدار X_c برای کلریت‏‌های دالایون 99/0-97/0 و بسیار نزدیک به یک است که نبود اسمکتیت و خلوص بالای کلریت‏‌ها را نشان می‏‌دهد (جدول 1).

در ساختار بلور کلریت، جانشینی گستردة اتمی میان کاتیون Al³⁺ و Si⁴⁺ و کاتیون Al با کاتیون‏‌های Fe²⁺ و Mg²⁺ وجود دارد. Al در دو موقعیت هشت و چهار وجهی وارد می‏‌شود. Al^IV جانشین Si می‌شود و به این ترتیب، افزایش مقدار Al در جایگاه چهاروجهی با کاهش مقدار Si همراه است (Kordi Sykan and Shahrokhi, 2021). نسبت کاتیونی Al و Si در شبکه بلوری کلریت‏‌ها به ترتیب در بازة 56/2 تا 84/2 و 64/2 تا 86/2 و مقادیر Al^IV در گسترة 14/1 تا 36/1 تغییر می‏‌کند. جایگزینی کاتیونی Al³⁺ با Si⁴⁺ با همبستگی وارونه میان Al₂O₃ با SiO₂ و Al^IV با Si در کلریت‏‌های دالایون تأیید می‏‌شود (شکل‌های 6-B و 6-C).

مقدار کاتیون جایگزین‌شده در موقعیت Al^VI به‏‌طور نسبی از مقدار جایگزین‌شده در جایگاه چهاروجهی بیشتر و در بازة 22/1 تا 64/1 در نوسان است. مقدار Fe²⁺ و Mg²⁺ به‌ترتیب در بازة 48/2 تا 73/2 و 86/1 تا 10/2 است. در کلریت‏‌های دالایون جایگزینی کاتیونی Al^VI با Mg²⁺ و Fe²⁺ با همبستگی وارونه‌ای میان Al^VI با Fe²⁺+Mg²⁺ تأیید می‏‌شود (شکل 6-D). از سوی دیگر، شمار اندکی از کلریت‏‌ها Al^IV و Al^VI برابری دارند. اگر میزان Al^IV نسبت به Al^VI کمتر باشد جانشینی Si⁴⁺ با Al³⁺ بیشتر روی می‌دهد و اگر میزان Al^VI نسبت به Al^IV کمتر باشد جانشینی Si⁴⁺ با Al³⁺ کمتر است (Foster, 1962). ازاین‌رو، نسبت Al هشت‏‌وجهی به Al چهاروجهی در کلریت‏‌های دالایون کمابیش برابر است که گویای جانشینی نسبتاً برابر Si⁴⁺ با Al³⁺ است (شکل 6-E).

محتوای تیتانیم کلریت‏‌ها بسیار کم و به اندازة 03/0 تا 17/0 درصد با میانگین 10/0 درصد است. پس محتوای تیتانیم بیوتیت اولیه به‏‌صورت ثانویه، در قالب روتیل، اسفن و یا لوکوکسن و به شکل تیغه‌های نازک موازی با رخ‌های کلریت و همرشد با آن دیده می‌شود (Czamanske, 1988; Parry and Downey, 1982).

شکل 6. A) نمودار 2Si در برابر Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg²⁺) (Pflumio, 1991) (نشانه‏‌ها: رپیدولیت (r)- پیکنوکلریت (p)- دیابانتیت (d)- کلینوکلریت (c)- پناتیت (pe))؛ B) همبستگی وارونة Al₂O₃ با SiO₂ در کلریت‏‌ها؛ C) همبستگی وارونة Al^IV با Si در کلریت‏‌ها؛ D) همبستگی وارونة Al^VI با Fe²⁺+Mg²⁺ در کلریت‏‌ها؛ E) نمودار نسبت Al هشت وجهی به Al چهاروجهی در کلریت‏‌های دالایون.

Figure 6. A) Diagram of 2Si to Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg²⁺) (Pflumio, 1991) (Symbols: r: ripidolite, p: pyknochlorite, d: diabantite, c: clinochlorite and pe: penatite); B) Inverse correlation between Al₂O₃ to SiO₂ in chlorites; C) Inverse correlation between Al^IV to Si in chlorites; D) Inverse correlation between Al^VI to Fe²⁺+Mg²⁺ in chlorites; E) Diagram of octahedral-Al to tetrahedral-Al in Dalayon chlorites.

سازندة ورقه‏‌های هشت‏‌وجهی شامل Fe²⁺، Fe³⁺، Mg، Mn، Ti و Al و سازندة ورقه‏‌های چهاروجهی سیلیسم و آلومینیم هستند (جدول 1). تجزیة ریزکاوالکترونی نمونه‏‌های کلریت دالایون نشان‏‌دهندة تغییرات ترکیبی جالبی در محتوای سیلیسیم، آلومینیم، آهن و منیزیم است (شکل‌های 7-A  و 7-B). چهار دسته کلریت به‏‌صورت هشت‏‌وجهی دوگانه، هشت‏‌وجهی سه‏‌گانه، تری‏‌هشت‏‌وجهی دوگانه و تری‏‌هشت‏‌وجهی سه‏‌گانه شناسایی شده‌اند. از آنجایی‌که مجموع کاتیون‏‌های هشت‏‌وجهی در نمونه‏‌ها بسیار نزدیک به 6 است پس همة جایگاه‏‌های هشت‏‌وجهی با کاتیون‏‌های دو ظرفیتی پر شده‌اند و از نوع هشت‏‌وجهی سه‏‌گانه هستند (Xie et al., 1997). هرچند وجود جایگاه خالی با قطعیت اثبات‌شدنی نیست (Jiang et al., 1994)، اما به کمک فرمول ساختاری کلریت ایده‏‌آل جایگاه خالی به میزان apfu 66/0-26/0 به‌دست آورده می‏‌شود (Xie et al., 1997).

شکل 7. تغییرات ترکیبی اکسیدها در کلریت‏‌ها در A) نمودار سه‌تایی SiO₂-MgO-FeO؛ B) نمودار سه‌تایی Al₂O₃-MgO-FeO.

Figure 7. Compositional variation of oxides in the chlorites in A) SiO₂-MgO-FeO ternary diagram; B) Al₂O₃-MgO-FeO ternary diagram.

زمین‌دماسنجی کلریت

از آنجایی‌که شرایط پیدایش کلریت گویای ساختار و ترکیب شیمیایی آنست، کلریت می‏‌تواند در زمین‏‌دماسنجی به‌کار برده شود (Jiang et al., 1994). فاکتورهای اصلی کنترل‌کنندة دمای کلریت در محیط‏‌های دگرگونی و گرمابی یعنی دما و ترکیب شیمیایی بررسی شده‌اند (Kranidiotis and MacLean, 1987; Klein and Hurlbut, 1999). دما از عواملی تعیین‌کنندة رخداد جانشینی اتمی میان کاتیون‌های گوناگون است (Kordi Sykan and Shahrokhi, 2021; Shahrokhi, 2021). از آنجایی‌که در دماهای بالاتر، اندازة مواضع اتمی موجود بزرگ‌تر، ارتعاش گرمایی کل ساختار و گنجایش جانشینی اتمی بیشتر است، پس پیش‌بینی می‌شود تغییرات ترکیبی در دماهای بالاتر نسبت به دماهای کمتر بیشتر باشد (Cathelineau and Nieva, 1985; Klein and Hurlbut, 1999).

دمای تبلور کلریت‏‌ها به کمک نمودار T-Al ^(IV) در بازة دمایی ⁰C379-⁰C305 (میانگین: ⁰C353) است و تغییر چندانی نشان نمی‏‌دهد (شکل 8-A). زمین دماسنج کلریت برپایة رابطة T=321.9772×Al^(IV)-61.9229 و برای محیط‏‌های دگرگونی، گرمابی و دیاژنتیک پیشنهاد شده‏‌ است (Cathelineau, 1988; Cathelineau and Nieva, 1995). از آنجایی‌که با جانشینی اتمی در کلریت‏‌ها، مقدار Al^IV با افزایش دما به‏‌طور منظم افزایش می‏‌یابد، رابطة T-Al^IV برای سنجش دمای پیدایش کلریت‏‌ها پیشنهاد شده‏‌ است (Cathelineau, 1988). مقایسة داده‏‌های دمایی به‌دست‌آمده از رابطة پسرفتی یادشده و نمودار اصلاح‌شدة T-Al^IV با داده‌های به‌دست‌آمده از روش‏‌های دیگر، مانند اندازه‌گیری مستقیم دما در حوضه‌های زمین‌گرمابی، با خطای محاسبه‌شدة کمتر از °C10 هماهنگی و شباهت خوبی نشان داده ‏‌است (Cathelineau, 1988). رابطة پسرفتی و نمودار اصلاح‌شدة T-Al^IV برای سنجش دمای تبلور کانی کلریت در حوضه‏‌های گوناگون زمین‏‌شناسی همانند بررسی زایش نهشته‌های معدنی، دگرگونی درجه پایین، دگرسانی گرمابی و دیاژنز نیز درست عمل می‏‌کند (Caritat et al., 1993; Inoue et al., 2009). با توجه به جدول 6-1، نمودار اصلاح‌شدة T-Al^IV و رابطة پسروی یادشده می‏‌توان گفت با دورشدن از تودة آذرین درونی گرانیتوییدی دمای پیدایش کلریت‏‌ها کاهش می‌یابد. بر این اساس، نقاط 1، 2، 3 و 4 که در بخش‌های دورتر و در سنگ‏‌های دگرسان کانه‌دار هستند دمای پیدایش کمتری (305 تا 318 درجة سانتیگراد) نسبت به دیگر بخش‌ها نشان می‌دهند. در نمودار SiO₂-T همبستگی وارونه‌ای میان دمای تبلور کلریت‏‌ها و محتوای سیلیس آنها دیده می‌شود که می‏‌تواند پیامد جانشینی سیلیس به‌جای آلومینیم باشد. در این فرایند آلومینیم در دمای بالاتر وارد شبکه کلریت می‏‌شود و کم‌کم با کاهش دما سیلیس جانشین آلومینیم می‏‌شود. بر این اساس، کلریت‏‌های با سیلیس کمتر دمای تبلور بیشتر و کلریت‏‌های با سیلیس بالاتر دمای تبلور کمتری دارند (شکل 8-B).

شکل 8. A) نمودار T-Al ^(IV) (Cathelineau, 1988). B) نمودار SiO₂-T (Inoue et al., 2009) و وجود همبستگی معکوس بین دمای تبلور کلریت‌ها و محتوای سیلیس در ناحیة دالایون.

Figure 8. A) Diagram of T-Al ^(IV) (Cathelineau, 1988); B) Diagram of (Inoue et al., 2009) and presence of inverse correlation between of crystallization temperature of chlorites and silica content in Dalayon area.

زمین‏‌دماسنجی کلریت‏‌ها در محیط‏‌های گرمابی اشباع از آلومینیم و در حضور کانی‏‌های دیگر آلومینیم‏‌دار نیز بررسی شده است (Kranidiotis and MacLean, 1987). در این روش، آلومینیم چهاروجهی به‏‌صورت رابطة Al_c ^(IV)=Al ^(IV)+_0.7Fe/ (Fe+Mg) اصلاح شده است و دما با رابطة Tc=106Al_c^(IV)+18 به‌دست آورده می‌شود و هنگامی کاربرد دارد که میزانFe/(Fe+Mg) کلریت‏‌ها از 6/0 بیشتر باشد (Kranidiotis and MacLean, 1987). اگر میزانFe/ (Fe+Mg) کلریت‏‌ها از 6/0 کمتر باشد، مقدار Al ^(IV) به‏‌صورت Al_cc^(IV)=Al^(IV)+0.1Fe/(Fe+Mg) و دما به‏‌صورت T_cc=319Al_cc^(IV)-69 به‌دست آورده می‌شود (Caritat et al., 1993). در کلریت‏‌های دالایون میزان Fe/(Fe+Mg) از 6/0 کمتر است؛ ازاین‌رو، این روش زمین دماسنجی به‌کار برده شد. بر این اساس، دمای تبلور کلریت‏‌های انتخابی در بازة ºC387 -ºC313 (میانگین: ºC362 است که تفاوت چندانی با نتایج به‏‌دست‌آمده از روش پیشین (Cathelineau and Nieva, 1985) نشان نمی‏‌دهد.

 میانگین دمای پیدایش کلریت‏‌های دالایون (C353°) همانند کلریت‏‌های ناحیة زواری‏‌جان (C345°) (Kordi Sykan and Shahrokhi, 2021) و ملوک (C340°) (Shahrokhi, 2021) در شمال این ناحیه است. این دو ناحیه از نظر سنگ‏‌شناسی و کانی‏‌شناسی نیز به ناحیة دالایون بسیار شباهت دارند. از این‌رو می‏‌توان گفت کلریت‏‌های ناحیة دالایون، زواری‏‌جان و ملوک در شرایط و محیط مشابه پدید آمده‌اند. همچنین، میانگین دمای پیدایش کلریت‏‌های ناحیة دالایون با میانگین دمای پیدایش دیگر کلریت‏‌های پدیدآمده از دگرسانی توده‏‌های گرانیتوییدی (مانند Strzelin (C337°) (Ciesielczuk, 2002)، Borow (C341°) (Ciesielczuk, 2002) و Lomnica (C300°) Wilamowski, 2002)) در لهستان، تودة گرانیتی آپالاش کانادا (C340°) (Tabbakh Shabani, 2009)، باتولیت گرانیتی Bega (C340°) در جنوب‌خاوری استرالیا (Eggleton and Banfield, 1985) و تودة گرانیتی پسوه (C345°)-نقده (C320°) (Alavi et al., 2014)) شباهت دارد. دمای یادشده تأثیر سیال‌های گرمابی نوع مزوترمال یا کوهزایی در پیدایش کلریت را نشان می‌دهد و در دمایی معادل با حد بالای دمای مرحلة گرمابی گرانیت‌ها جای می‏‌گیرند. بر این اساس، تأثیر سیال‌های داغ برخاسته از ماگمای گرانیتی در پیدایش کلریت در ناحیة دالایون مؤثر بوده است و رفتار دگرگونی ناحیه‏‌ای گسترش و تحرک بیشتر این سیال‌ها را به‌دنبال داشته شده است.

بررسی سیال‌های درگیر

فرایندهای فیزیکی همانند جدایش فازی و اختلاط سیال در بسیاری از کانسارها، مهم‏‌ترین سازوکار‏‌هایی هستند که در نهایت سبب تمرکز‌های اقتصادی ذخایر معدنی می‏‌شوند (Skinner, 1997). در بسیاری موارد، واکنش سیال-سنگ کنترل‌کنندة ممکن در ته‏‌نشینی کانه دانسته می‏‌شود (Phillips, 2000).

با توجه حضور و همراهی رگه‏‌های کوارتز همراه کلریت و برای سنجش درجة حرارت و فشار پیدایش کلریت و مقایسه با روش زمین‏‌دماسنجی کلریت در ناحیة دالایون از روش سیال‌های درگیر بهره گرفته شده است. سیال‌های بررسی‌شده اولیه و از نوع دو فازیِ مایع-گاز هستند که فاز مایع 65 تا 90 درصد و فاز گازی 10 تا 35 درصد حجم میانبارهای سیال‏‌های بررسی‌شده را در بر می‏‌گیرد. اندازة سیالا‌های درگیر 5 تا 26 میکرون و بیشتر به‏‌صورت گرد یا بی‏‌شکل و گاه کشیده و یا میله‏‌ای دیده می‏‌شوند. بازة دمایی ذوب آخرین قطعة یخ نمونه‌ها از 8/2- تا 9/8- درجة سانتیگراد در نوسان است. میزان شوری سیال‌های درگیر برابر با 4 تا 13 معادل درصدوزنی نمک طعام (میانگین: 4/10 معادل درصد وزنی نمک طعام) است که با توجه به درجة حرارت همگون‌سازی (TH)، شوری واقعی سیال همین مقدار است. میزان شوری یادشده با نبود فازهای جامد نمک در بررسی‌های سنگ‌نگاری تأیید شده است. بازة دمایی همگون‌شدن را از 305 تا 384 درجة سانتیگراد (میانگین: 6/345 درجة سانتیگراد) نشان می‏‌دهد. از میان نمونه‌های بررسی‌شده در هیچکدام همگون‌شدن به فاز بخار دیده نشد (جدول 3).

جدول 3. نتایج تجزیة سیال‌های درگیر برای نمونه‏‌های ناحیة دالایون.

Table 3. Results of fluid inclusion data for chlorites in Dalayon area.

دمای به‏‌دست‌آمده برای سیال‌های درگیر با دمای حاصل از کلریت‌ها همخوانی دارد و نشان‏‌دهندة مؤثربودن دماسنجی کلریت‏‌هاست. جایگیری نمونه‏‌های سیال‌های درگیر اندازه‏‌گیری‌شده در نمودار دمای همگون‌شدن برای سنگ‏‌ها و کانسارهای گوناگون (Wilkinson, 2001) نشان‏‌دهندة محدودة اسکارن است (شکل 9-A) که با داده‏‌های به‏‌دست‌آمده از زمین‏‌دماسنجی کلریت و بررسی‏‌های میدانی نیز همخوانی دارد.

شکل 9. A) نمودار دمای همگون‌شدن در برابر شوری (Wilkinson, 2001)؛ B) نمودار میزان شوری در برابر دمای همگون‌شدن (Kesler, 2005).

Figure 9. A) Temperature of homogenization to salinity diagram of (Wilkinson, 2001); B) Salinity to of temperature of homogenization diagram (Kesler, 2005).

همچنین، نمودار نمک‏‌گونگی در برابر دمای همگون‌شدن (Kesler, 2005) نشان‏‌دهندة جایگیری نمونه‏‌ها در محدودة ماگمایی-دگرگونی است که با داده‏‌های به‏‌دست‌آمده پیشین همخوانی دارد (شکل 9-B). بر این اساس می‏‌توان گفت پیدایش کلریت در ناحیة دالایون تحت‌تأثیر سیال‌های داغ ماگمایی و در حاشیة تودة فعال روی داده است و به دگرگونی همبری منجر شده است. این پدیده در بازدیدهای میدانی نیز تأیید شد.

برداشت

بررسی‌ها نشان‏‌ می‏‌دهند کلریت‏‌های دالایون بیشتر از نوع رپیدولیت و به مقدار کمتر از نوع پیکنوکلریت هستند و از نوع کلریت‏‌های آهن‏‌دار به‌شمار می‌روند که میزان آهن بالاتری نسبت به منیزیم دارند.

فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای کلریت‏‌های دالایون نشان‏‌دهندة کلریت ‏‌هشت‏‌وجهی سه‏‌گانه است که مجموع کاتیون‏‌های هشت‏‌‏‌وجهی آن نزدیک به apfu 6 و شمار اتم‏‌های سیلیس با میانگین در بازة apfu64/2 تا apfu91/2 و از apfu 6 بسیار کمتر است. کلریت‏‌های ناحیة دالایون خالص و فاقد اسمکتیت در فاز میان‌لایه‏‌ای و خلوص کلریت هستند و مقدار Xc در فاز میان‌لایه‏‌ای آنها برابربا 99/0-97/0 است. تأثیر دما بر محتوای سیلیس کلریت‏‌ها شاخصی در دمای تبلور آنهاست و به روش همبستگی وارونه و شدید در محتوای سیلیس و دمای تبلور اثبات می‌شود. همچنین، از آنجایی‌که کلریت‏‌های سنگ‏‌های دگرسانِ بدونِ کانه دمای پیدایش کمتری نسبت به کلریت‏‌های سنگ‏‌های دگرسان کانه‏‌دار دارند، پس دمای تبلور کلریت‏‌ها می‏‌تواند معیاری برای بود و نبود کانه ارزیابی شود. بررسی سیال‌های درگیر روی کانی کوارتز هم‌رشد با کلریت‏‌های ناحیة دالایون بازة دمایی همگون‌شدنِ 305 تا 384 درجة سانتیگراد با میانگین 6/345 درجة سانتیگراد را نشان می‏‌دهد که با دمای پیدایش به‏‌دست‌آمده از زمین‏‌دماسنجی کلریت‏‌ها که در گسترة 305 تا 379 درجة سانتیگراد و با میانگین 353 درجة سانتیگراد در سیال‌های درگیر با دمای حاصل از کلریت‌ها همخوانی دارد و نشان‏‌دهندة مؤثربودن دماسنچی با کلریت‏‌هاست. این دما در محدودة مزوترمال جای می‏‌گیرد که با کانه‏‌زایی تیپ کوهزایی همخوانی دارد. بر این اساس، بررسی سیال‌های درگیر و زمین‏‌دماسنجی کلریت تأثیر سیال‌های گرمابی نوع مزوترمال یا کوهزایی در پیدایش کلریت و جای‌گیری در محدودة اسکارن را نشان می‌دهد که تأییدکنندة یکدیگر است و با بررسی‌های کانی‏‌شناسی و بازدیدهای میدانی نیز همخوانی دارد. بر پایة بررسی‌های انجام‌شده پیدایش کلریت در ناحیة دالایون در دمایی معادل حد بالای دمای مرحلة گرمابی گرانیت‏‌هاست و نشان‏‌دهندة تأثیر سیال‌های گرم حاصل از ماگمای گرانیتی و رفتار دگرگونی در پیدایش کلریت است.

سپاس‌گزاری

این مقاله بخشی از طرح پژوهشی انجام‌شده در دانشگاه آزاد اسلامی واحد خرم‌آباد با کد 14810000004 است. نگارنده بر خود می‌داند از حمایت‌های مالی معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد خرم‌آباد سپاس‌گزاری کند.

[1] Heating

[2] Freezing