بررسی بافتهای اولیه و ثانویه در سنگهای طلا دار موته
| دسته | زمین شناسی اقتصادی واکتشاف |
|---|---|
| گروه | سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور |
| مکان برگزاری | سومین همایش سالانه انجمن زمین شناسی ایران |
| نویسنده | مرتضی شریفی |
| تاريخ برگزاری | ۱۴ شهریور ۱۳۸۴ |
متن اصلی:
بافتهای اولیه در سنگهای طلادار موته
بافتهایی که در مقطع نازک قابل مشاهده هستند عبارتند از تفریق جریانی، لایه بندی جریانی، اختلاط ناپذیری. گزنولیتها و بیگانه بلورها، باید بخاطر داشت که برای مطمئن شدن از گسترش مکانی و و ضعیت هندسی اینگونه بافتها، انجام کارهای صحرائی ضروری است.
1-حاشیه های انجماد سریع و تفریق جریانی:
بیشترین اتلاف دما در یک توده ماگمائی مربوط به قسمتهای حاشیه ای آن است که اثرات این و ضعیت را میتوان در روانه های متعدد یافت. بطوریکه از قسمت داخل روانه بسمت حاشیه آن اندازه دانه ها کاهش می یابد. خمیره حاشیه انجماد سریع، ریز دانه تر از خمیر سنگ اصلی است.در منطقه موته مشاهدات تغییرات اندازه دانه در میکروفنوکریستها در عرض یک حاشیه انجماد سریع، اطلاعات ذیقیمتی در مورد زمان و میزان رشد بلورها به دست میدهد.
2- لایه بندی جریانی:
لایه بندیغالباً به شکل چینهای و مدلهای چرخشی نامنظم است. لایه بندی در بسیاری از دایکها و سنگهایی که حالت جریانی دارند در مقیاس میلیمتری است ولی این حالت در انهایی که ترکیب فلیسک تری دارند. مشخص تر است. فوران همزمان دو یا چند ماگما با ترکیب مختلف، یک پدیده معمولی است ممکن است ترکیب ماگماها بسیار فرق داشته باشد، مثل بازالت و ریولیت (سیگوردسون و اسارکز، مک گاروی و همکاران، 1990) و یا ممکن است بسیار شبیه به هم باشند،مثل دو ماگمای مخلوط شده ریولیتی (سمپسن، 1987) بنظر میرسد که عمل اختلاف در دهانه ماگما صورت گیرد که میتواند باعث رگه رگه شدن لایه ها با بافت لایه بندی جریانی گردد. علاوه بر این متبلور شدن بخارات نیز منجر به لایه بندی میشود. در منطقه موته احتمالاً فوران همزمان دو ماگمای ریولیتی و بازالتی باعث ایجاد بافت لایه بندی جریانی گردیده است.
3ـ گزنولیتها و بیگانه بلورها
گزنولیتها قطعات سنگی بیگانه ای هستند که به داخل ماگما افتاده اند. مثلا بازالتی که در ماگمای ریولیتی تزریق میشوند ممکن است بصورت یک توده پیلولاوای سریع سد شده که شبیه گزنولیتها ممزوج شود. در قطعه موته گدازه های بالشتی بازالتی همزمان با ریولیت تشکیل شده اند. بنابراین به سختی میتوان آنها را گزنولیتی نامید. گزنولیتهای بیگانه و مواد رستیت، راهنمای خوبی برای فهم سرگذشت حوادث زمین شناسی و همچنین حاوی اطلاعات مهمی درباره فهم ماهیت گذشته تحتانی هستند. این اطلاعات، نقش بسزائی در ارائه مدلهای واقعی برای نحوه تشکیل ماگما دارند.
4ـ بافت بلاستوپورفیر
لازم به ذکر است در متاریولیتها و متاداسیتها در منطقه موته بافت بلاستوپورفیر عمومیت دارد (اشکال 1،2و 4) بطور کلی ریولیتها توسط بافتهایی که نشانگر سردشدگی سریع در آنهاست، مشخص می شوند، وجود فنوکریستهای با شکل بلورین منظم در ریولیتها در منطقه موته حاکی از آن است که قبل از جایگزینی نهایی ماگما، فنوکریستهای مزبور از ماگمایی که به آهستگی سرد می شده است به تانی رشد کرده اند. در صورتیکه میکروفنوکریستهای موجود در ریولیت فراوان باشند بصورت اسکلتی ظاهر میشوند که این خود دلیلی بر سرد شدن آرام است (سوانسون و همکاران، 1989).
5ـ فنوکریست خلیجی کوارتز در متاریولیتها
وجود فنوکریستهای خلیحی کوارتز، در ریولیت بسیار عادی است و این دلیل واضحی بر عمل خوردگی است و بدون شک در برخی موارد اینحالت اتفاق می افتد از جمله در منطقه موته میتوان فنوکریتهای خلیجی کوارتز را در سنگهای طلا دار موته مشاهده کرد (شکل 3). برای توضیح خوردگی خلیجی کوارتز در طی بالا آمدن ماگما به سطح زمین، میتوان به تغییر حالت اوتکتیک کوارتز – فلدسپات آلکالن با تغییر فشار متوسل شد. دانلدسن و هندرسن (1988) یادآور میشوند که خوردگیها می توانند نتیجه رشد ناپایدار اولیه باشند. اگر بلور خورده شده دارای گوشه ها و کناره های تیز باشند و بخصوص اگر مناطق امیان باری از شکل خوردگیها تبعیت کند، رشد غیر تعالی صورت میگیرد.
بافتهای ثانویه در سنگهای طلادار موته:
در منطقه موته در مناطقی که رگه های طلا دار وجود دارند تغییرات زیر در سنگهای جانبی سولفید دار که در اطراف رگه های طلادار ظاهر میشوند صورت گرفته است (Paidar 1989) ضخامت این سنگهای دگر سان شده از چند متر تا چند ده متر نوسان میکند.
1-سیلیسی شدن:این نوع دگرسانی در منطقه موته زیاد پیش می آید. در این حالت سنگ سیلیسی شده و یا دانه های موجود در کوارتز بطور ثانوی بزرگتر شده اند (شکل 2). سیلیس لازم برای این عمل توسط محلول وارد سنگ شده است. کوارتز ثانویه بقایای کوارتز اولیه، فلدسپاتها و دانه های سریسیت را در بر می گیرند. گاهی اوقات سیلیسی شدن آن قدر شدید است که میتوان سنگ را کوارتزیت ثانویه نامید. کوارتزیت ثانویه زیر میکروسکوپ بیش از 90% از کوارتز تشکیل شده است. علاوه بر آن سریسیت، کلریت، فلدسپات و پیریت در آن دیده میشود.
2-سریسیتی شدن: در اینحالت فلدسپات های سنگهای جانبی بوسیله دانه های سریسیت پوشیده شده اند. از نظر ژئوشیمیایی بهنگام سریستی شدن در اثر نفوذ محلول یونهای Ca2+ و Na2+ با یونهای K+ تبادل انجام میدهند. در اینحالت یون H+ موجود در محلول مصرف میشود و سیلسس از کانی های تشکیل دهنده سنگ آزاد میشود.
3NaAlSi3O8+K++2H+à KAI3Si3O10 (OH)2 +3Na++6SiO2
3CaAl2SiO8 +2K++4H+ à 2KAl3Si3O10(OH)2 +3Ca2+سیلس آزاد شده متبلور میشود اغلب بصورت کوارتز دانه ریز در جهت معین بلور شناسی در فلدسپاتها جای میگیرد. و بدین ترتیب میتوان جهت یافتگی اولیه فلدسپاتها را تعیین نمود. از دو فرمول فوق چنین نتیجه گرفته میشود که محلول نفوذی باید اسیدی باشد و با انجام عمل سریسیتی شدن درجه اسیدیته محلول کم و بیش کاهش می یاید.
3-لریتی شدن یا دگرسانی کلریتی (Chloritic Alteration): کلریتی شدن در اثر تغییر بیوتیت به کلریت انجام میشود. Fe2+ که در این عمل آزاد میشود طبق فرمول زیر به پیریت تبدیل می گردد. بطور کلی میتوان زون کلریتی را فراگیرترین زون دگرسنی در سنگهای آتشفشانی منطقه دانست. نوع فوران (زیر دریائی) نیز در حضور و فراوانی کلریت بی تاثیر نیست. رنگ سبزی که در اکثر توده های آتشفشانی به چشم می خورد حاصل عملکرد همین دگرسانی است.
دگرسانی کلریتی حالت خاصی از پروپیلیت بوده، اما بدلیل درصد بالای کلریت آن را بنام دگرسانی کلریتی می شناسند. کانیهای مهم این زون عبارتند از انواع کلریتها، سریسیت، اسمکتیت، کوارتزوپیریت، آلبیت، اپیدوت، بیوتیت انیدریت و کربناتها نیز بمقدار جزئی در این زون یافت میشوند.
2K (Mg,Fe)3(AlS3O10) (OH3F)2 +4H+(2H2S) à مانند
کلریت )5 Al (AlSi3O10) (OH)8+2K++3SiO2+Fe2+FeS2
4-پروپیلیتی شدن یا دگرسانی پروپیلیتیک (Propylitic Alteration): پدیده پروپیلیتی شدن بر اثر تغییر در سنگهای آندزیتی و داسیتی بوجود می آید. در این حالت تعداد زیادی از کانیهای مانند آلبیت، کلریت، کلسیت و پیریت بوجود میآیند. پروپیلیتی پائین و متوسط ارزیابی شده است. این دگرسانی به مجموعه ای از دگرسانیهای کلریتی، اپیدوتی. زوئیریتی و آلبیتی اطلاق می گردد. کانیهای مهم زون پروپیلیتیک عبارتند از: اپیدوت، کلینوزوئیریت، کلریت، کلسیت، آلبیت و پیریت. از کانیهای یاد شده در منطقه مورد مطالعه اغلب کانیهای آلبیت، کلریت، کلسیت و پیریت در حوالی توده های داسیتی بچشم می خورند.
بافتهای اولیه در سنگهای طلادار موته
بافتهایی که در مقطع نازک قابل مشاهده هستند عبارتند از تفریق جریانی، لایه بندی جریانی، اختلاط ناپذیری. گزنولیتها و بیگانه بلورها، باید بخاطر داشت که برای مطمئن شدن از گسترش مکانی و و ضعیت هندسی اینگونه بافتها، انجام کارهای صحرائی ضروری است.
1-حاشیه های انجماد سریع و تفریق جریانی:
بیشترین اتلاف دما در یک توده ماگمائی مربوط به قسمتهای حاشیه ای آن است که اثرات این و ضعیت را میتوان در روانه های متعدد یافت. بطوریکه از قسمت داخل روانه بسمت حاشیه آن اندازه دانه ها کاهش می یابد. خمیره حاشیه انجماد سریع، ریز دانه تر از خمیر سنگ اصلی است.در منطقه موته مشاهدات تغییرات اندازه دانه در میکروفنوکریستها در عرض یک حاشیه انجماد سریع، اطلاعات ذیقیمتی در مورد زمان و میزان رشد بلورها به دست میدهد.
2- لایه بندی جریانی:
لایه بندیغالباً به شکل چینهای و مدلهای چرخشی نامنظم است. لایه بندی در بسیاری از دایکها و سنگهایی که حالت جریانی دارند در مقیاس میلیمتری است ولی این حالت در انهایی که ترکیب فلیسک تری دارند. مشخص تر است. فوران همزمان دو یا چند ماگما با ترکیب مختلف، یک پدیده معمولی است ممکن است ترکیب ماگماها بسیار فرق داشته باشد، مثل بازالت و ریولیت (سیگوردسون و اسارکز، مک گاروی و همکاران، 1990) و یا ممکن است بسیار شبیه به هم باشند،مثل دو ماگمای مخلوط شده ریولیتی (سمپسن، 1987) بنظر میرسد که عمل اختلاف در دهانه ماگما صورت گیرد که میتواند باعث رگه رگه شدن لایه ها با بافت لایه بندی جریانی گردد. علاوه بر این متبلور شدن بخارات نیز منجر به لایه بندی میشود. در منطقه موته احتمالاً فوران همزمان دو ماگمای ریولیتی و بازالتی باعث ایجاد بافت لایه بندی جریانی گردیده است.
3ـ گزنولیتها و بیگانه بلورها
گزنولیتها قطعات سنگی بیگانه ای هستند که به داخل ماگما افتاده اند. مثلا بازالتی که در ماگمای ریولیتی تزریق میشوند ممکن است بصورت یک توده پیلولاوای سریع سد شده که شبیه گزنولیتها ممزوج شود. در قطعه موته گدازه های بالشتی بازالتی همزمان با ریولیت تشکیل شده اند. بنابراین به سختی میتوان آنها را گزنولیتی نامید. گزنولیتهای بیگانه و مواد رستیت، راهنمای خوبی برای فهم سرگذشت حوادث زمین شناسی و همچنین حاوی اطلاعات مهمی درباره فهم ماهیت گذشته تحتانی هستند. این اطلاعات، نقش بسزائی در ارائه مدلهای واقعی برای نحوه تشکیل ماگما دارند.
4ـ بافت بلاستوپورفیر
لازم به ذکر است در متاریولیتها و متاداسیتها در منطقه موته بافت بلاستوپورفیر عمومیت دارد (اشکال 1،2و 4) بطور کلی ریولیتها توسط بافتهایی که نشانگر سردشدگی سریع در آنهاست، مشخص می شوند، وجود فنوکریستهای با شکل بلورین منظم در ریولیتها در منطقه موته حاکی از آن است که قبل از جایگزینی نهایی ماگما، فنوکریستهای مزبور از ماگمایی که به آهستگی سرد می شده است به تانی رشد کرده اند. در صورتیکه میکروفنوکریستهای موجود در ریولیت فراوان باشند بصورت اسکلتی ظاهر میشوند که این خود دلیلی بر سرد شدن آرام است (سوانسون و همکاران، 1989).
5ـ فنوکریست خلیجی کوارتز در متاریولیتها
وجود فنوکریستهای خلیحی کوارتز، در ریولیت بسیار عادی است و این دلیل واضحی بر عمل خوردگی است و بدون شک در برخی موارد اینحالت اتفاق می افتد از جمله در منطقه موته میتوان فنوکریتهای خلیجی کوارتز را در سنگهای طلا دار موته مشاهده کرد (شکل 3). برای توضیح خوردگی خلیجی کوارتز در طی بالا آمدن ماگما به سطح زمین، میتوان به تغییر حالت اوتکتیک کوارتز – فلدسپات آلکالن با تغییر فشار متوسل شد. دانلدسن و هندرسن (1988) یادآور میشوند که خوردگیها می توانند نتیجه رشد ناپایدار اولیه باشند. اگر بلور خورده شده دارای گوشه ها و کناره های تیز باشند و بخصوص اگر مناطق امیان باری از شکل خوردگیها تبعیت کند، رشد غیر تعالی صورت میگیرد.
بافتهای ثانویه در سنگهای طلادار موته:
در منطقه موته در مناطقی که رگه های طلا دار وجود دارند تغییرات زیر در سنگهای جانبی سولفید دار که در اطراف رگه های طلادار ظاهر میشوند صورت گرفته است (Paidar 1989) ضخامت این سنگهای دگر سان شده از چند متر تا چند ده متر نوسان میکند.
1-سیلیسی شدن:این نوع دگرسانی در منطقه موته زیاد پیش می آید. در این حالت سنگ سیلیسی شده و یا دانه های موجود در کوارتز بطور ثانوی بزرگتر شده اند (شکل 2). سیلیس لازم برای این عمل توسط محلول وارد سنگ شده است. کوارتز ثانویه بقایای کوارتز اولیه، فلدسپاتها و دانه های سریسیت را در بر می گیرند. گاهی اوقات سیلیسی شدن آن قدر شدید است که میتوان سنگ را کوارتزیت ثانویه نامید. کوارتزیت ثانویه زیر میکروسکوپ بیش از 90% از کوارتز تشکیل شده است. علاوه بر آن سریسیت، کلریت، فلدسپات و پیریت در آن دیده میشود.
2-سریسیتی شدن: در اینحالت فلدسپات های سنگهای جانبی بوسیله دانه های سریسیت پوشیده شده اند. از نظر ژئوشیمیایی بهنگام سریستی شدن در اثر نفوذ محلول یونهای Ca2+ و Na2+ با یونهای K+ تبادل انجام میدهند. در اینحالت یون H+ موجود در محلول مصرف میشود و سیلسس از کانی های تشکیل دهنده سنگ آزاد میشود.
3NaAlSi3O8+K++2H+à KAI3Si3O10 (OH)2 +3Na++6SiO2
3CaAl2SiO8 +2K++4H+ à 2KAl3Si3O10(OH)2 +3Ca2+سیلس آزاد شده متبلور میشود اغلب بصورت کوارتز دانه ریز در جهت معین بلور شناسی در فلدسپاتها جای میگیرد. و بدین ترتیب میتوان جهت یافتگی اولیه فلدسپاتها را تعیین نمود. از دو فرمول فوق چنین نتیجه گرفته میشود که محلول نفوذی باید اسیدی باشد و با انجام عمل سریسیتی شدن درجه اسیدیته محلول کم و بیش کاهش می یاید.
3-لریتی شدن یا دگرسانی کلریتی (Chloritic Alteration): کلریتی شدن در اثر تغییر بیوتیت به کلریت انجام میشود. Fe2+ که در این عمل آزاد میشود طبق فرمول زیر به پیریت تبدیل می گردد. بطور کلی میتوان زون کلریتی را فراگیرترین زون دگرسنی در سنگهای آتشفشانی منطقه دانست. نوع فوران (زیر دریائی) نیز در حضور و فراوانی کلریت بی تاثیر نیست. رنگ سبزی که در اکثر توده های آتشفشانی به چشم می خورد حاصل عملکرد همین دگرسانی است.
دگرسانی کلریتی حالت خاصی از پروپیلیت بوده، اما بدلیل درصد بالای کلریت آن را بنام دگرسانی کلریتی می شناسند. کانیهای مهم این زون عبارتند از انواع کلریتها، سریسیت، اسمکتیت، کوارتزوپیریت، آلبیت، اپیدوت، بیوتیت انیدریت و کربناتها نیز بمقدار جزئی در این زون یافت میشوند.
2K (Mg,Fe)3(AlS3O10) (OH3F)2 +4H+(2H2S) à مانند
کلریت )5 Al (AlSi3O10) (OH)8+2K++3SiO2+Fe2+FeS2
4-پروپیلیتی شدن یا دگرسانی پروپیلیتیک (Propylitic Alteration): پدیده پروپیلیتی شدن بر اثر تغییر در سنگهای آندزیتی و داسیتی بوجود می آید. در این حالت تعداد زیادی از کانیهای مانند آلبیت، کلریت، کلسیت و پیریت بوجود میآیند. پروپیلیتی پائین و متوسط ارزیابی شده است. این دگرسانی به مجموعه ای از دگرسانیهای کلریتی، اپیدوتی. زوئیریتی و آلبیتی اطلاق می گردد. کانیهای مهم زون پروپیلیتیک عبارتند از: اپیدوت، کلینوزوئیریت، کلریت، کلسیت، آلبیت و پیریت. از کانیهای یاد شده در منطقه مورد مطالعه اغلب کانیهای آلبیت، کلریت، کلسیت و پیریت در حوالی توده های داسیتی بچشم می خورند.