بررسی ایزوتوپ¬های هیدروژن و اکسیژن در سنگ¬های منطقه کانساری موته

چکیده :
 
ناحیه طلاى موته با ۹ کانسار طلا در هفتاد کیلومترى شمال شهر گلپایگان در زون دگرگونى سنندج ـ سیرجان در کمربند ساختارى زاگرس قرار گرفته است . کانه­زایی طلا در کمپلکس دگرگونی که بیشتر شامل شیست سبز ، متاولکانیک و گنایس­ها هستند رخ داده است. زون­هاى کششى میزبان کانه­زایی طلا هستند، و دگرسانی­های شدید در امتداد گسل­هاى نرمال اتفاق افتاده است. پاراژنزهای طلا شامل پیریت، کالکوپیریت، پیروتیت و کانى هاى ثانویه هستند . هدف این مقاله بررسی و تعیین منشأ سیالات کانه­زا در این منطقه است. به این منظور ۱۰ نمونه براى مطالعه ایزوتوپ­های پایدار انتخاب شدند . مقادیر ۴/۱۲ درهزار و  ۴۲- درهزار به ترتیب براى میانگین ایزوتوپ­هاىδ۱۸O و δD از کانی­هاى کانسار طلای موته بدست آمد. میانگین δ۱۸OH۲O محاسبه برای رگچه­های کوارتزی این کانسار که بر اساس روش مهیوت و همکاران (۲۰۰۷)، صورت پذیرفت ۷۵/۷ در هزار است و نشاندهنده آنست که سنگ­هاى میزبان دگرگونى مهمترین منبع براى سیالات و کانه­زایی طلا در منطقه موته هستند. کانه­زایی طلا در ارتباط نزدیک با شدت دگرسانى هیدروترمال در امتداد زون­هاى کششى است . هرچند مشاهدات ما نشان مى دهد که مشخصات کانه­زایی طلا در منطقه مورد مطالعه در ارتباط با فعالیت­های آذرین نیز می­باشد.

عبدالهی، محمد جواد،1 کریمپور، محمد حسن؛2 خردمند، علی.3
زبیده قنبری4
1 – دانشجوی دکترای دانشگاه شهید با هنر
2 – عضو هیات علمی دانشگاه مشهد
3 - عضو هیات علمی دانشگاه شهید با هنر
4 – مدرس دانشگاه آزاد اسلامی دماوند
مقدمه :
 
روستای موته در 150 کیلومتری شمال غرب اصفهان، 270 کیلومتریجنوب غرب تهران، و60 کیلومتری جنوب شرق دلیجان قرار دارد . فاصله آن تا گلپایگان 50 کیلومتر و راه ارتباطی آن از طریق جاده آسفالته­ای است که گلپایگان را به بزرگراه دلیجان ـ اصفهان متصل می کند.فازهای مختلف ساختاری، دگرگونی و دگرسانی در این منطقه باعث تغییر توالی­های اولیه واحدهای سنگی شده است. حرکات تکتونیکی گسلی سبب جدایش کوهستان­ها از دشت­های اطراف شده و ریخت برآمده و فلات گونه­ای را در منطقه به وجود آوردهاست. تراکم درزه‌ها و شکستگی‌‌های فرعــی در رخنمون‌هـا، و گسل­های موجود، معبر مناسبی را برای عملکرد مؤثر عوامل جوی، هوازدگی، فرسایشو تشکیل نهشته­های طلا فراهم ساخته‌اند. کانی­سازی طلا ارتباط بسیار نزدیکی باسیستم‌های کانه­زایی پیریت، آرسنوپیریت دارد که بصورت پراکنده و رگه­ای درون سنگ میزبانکه بیشترمتاریولیتی است قرار گرفته‌اند. علاوه بر متاریولیت­ها با توجه به اینکه کانسار طلای موته از نظر ساختاری بخشی از زون سنندج ـ سیرجان است مجموعه­ای از سنگ­های رسوبی، آذرین و دگرگونی در آن برونزد دارند. از سنگ­های دگرگونه مافیک و بازیک موجود در منطقه مورد مطالعه، آمفیبولیت­ها، متابازیت­ها و شیست­های سبز را می­توان نام بردکه به صورت متناوب با سنگ­های ولکانی­کلاستیک، رسوبی، و دگرگونی اسیدی برونزد یافته­اند. سنگ­های آهکی ـ دولومیتی و دولومیت های ماسه ای ـ چرتی موجود در منطقه نیز بر اثر فرایندهای دگر­ریختی و دگرگونی و نیز فعالیت های زمین­ساختی به شدت چین خورده و شکل تازه­ای یافته­اند (رشیدنژاد عمران، 2002). چندین توده نفوذی گرانیتوئیدی هم در منطقه تزریق و جایگزین شده­اند که تفاوت­هایی را از لحاظ مجموعه کانیایی، رنگ، و بافت نشان می­دهند. بررسی ایزوتوپ­های پایدار این سنگ­ها می­تواند راهنمای مناسبی جهت شناخت منشاء سیالات کانه­ساز باشد.
بحث :
 
ایزوتوپ هیدروژن
            هیدروژن دارای دو ایزوتوپ پایدار سبک 1H و سنگین 2Hیا دوتریم است که آنرا با حرف D نیز نشان می­دهند. فراوانی این ایزوتوپ­ها به ترتیب 985/99 و 015/0 در صد می­باشد. این عنصر همچنین دارای یک ایزوتوپ رادیواکتیو 3H یا تریتیم است که آنرا با حرفT نشان می­دهند. ترکیب ایزوتوپی هیدروژن بر حسب اختلاف نسبت های H/D و با استاندارد SMOW (استاندارد میانگین آب اقیانوس­ها) سنجیده می­شود.
            اختلاف­های فیزیکی که بین آب معمولی (O2H) و آب سنگین (O2D)وجود دارد سبب می­شود تا ضمن فرایندهای طبیعی رفتارشان عوض شود ( شهاب­پور، 1382). انتشار، یکی از فرایندهایی است که باعث تفریق ایزوتوپی آب می­شود ( شهاب­پور، 1382). مولکول­های سبک آب سرعت انتشار بیشتری نسبت مولکول­های سنگین به هنگام حرکت در درون سنگ­ها دارند (هف، 1973). سرعت واکنش نیز از عواملی است که می تواند بر تفریق ایزوتوپی اثر گذار باشد (’مر و مدبری، 1377). سرعت بسیاری از واکنش­های تعادلی در دماهای پائین ’کند و با افزایش دما سرعت بیشتری می یابند. به همین جهت، بسیاری از واکنش­های دمای پائین از رسیدن به تفکیک ایزوتوپی تعادلی باز می­مانند (’مر و مدبری، 1377).
بر اساس اندازه­گیری ایزوتوپ­های هیدروژن در سنگ­های آذرین غیر دگرسان، مقدار Dδ در محدوده 50 - تا 86 - ، آب­های ماگمائی در محدوده 40 - تا 80 - و آب­های دگرگونی بین20- و 65- قرار می­گیرند. داده­های ایزوتوپی هیدروژن در کانی­ها، رگه­های کوارتز، و سیالات درگیر از نواحی مختلف گزارش شده است. از جمله فوی و همکاران، (a 1983)، میزان Dδ رابرای ناحیه تیمینز برابر با 6+ تا 50- در هزار، ری و ری [1]در سال 1974، Dδ برای هومستیک را بین 8/55 - تا 12- در هزار و کریچ و واتسون (1984)،[2] این مقدار را برای معدن ماکاسا3 بین 60- تا 150- در هزار گزارش کرده­اند. دمای پائین آب­های جوی سبب می­شود تا مقدار دویتریم آنها کاهش یافته و منفی­تر شوند (کرایگ،  b1961) فشار بخار آب رابطه معکوس با جرم ایزوتوپ­های هیدروژن و اکسیژن دارد به نحوی که می­توان گفت16O 2 H فشار بیشتری نسبت به 18O2D دارد (اعتمادی، 1370). لازم به ذکر است که مقدار δ از رابطه زیر به دست می آید (برانلو، 1979).
1000* [ 1 - ( نسبت ایزوتوپی استاندارد : نسبت ایزوتوپی نمونه) ]= 00/0 δ
      مقادیر Dδ و 18δO از رگه­های کوارتزی معادن سنجده و چاه­خاتون (1AB-  تا 6 -AB) و از سنگ­های مجاور این رگه­ها (7-ABتا 10- AB) در جدول شماره (1) آورده شده است. رگه­های کوارتزی در محدوده معدن در بر دارنده پیریت و طلا و در خارج از این محدوده فاقد کانی­سازی و یا به عبارت دیگر عقیم می­باشند. اگر کانی­سازی هم در این سنگ­ها رخ داده باشد میزان آن به قدری جزئی است که می­توان از آن چشم­پوشی کرد. با توجه به نبود آب در تعدادی از نمونه­ها، Dδ فقط در دو نمونه کوارتز و 3 نمونه شیست انداره­گیری شد. (جدول 1). میزان Dδ در دو نمونه کوارتز برابر با 35– و 4 / 49– در هزار نسبت به میانگین آب اقیانوس­ها با میانگینی برابر با 42– در هزار است. میزان Dδ در فلدسپات­های گرانیت کانسار دره اشکی به علت نبود آب در آنها قابل اندازه­گیری نبود، اما در بیوتیت­ها و کلریت­های موجود در بیوتیت شیست­ها و بیوتیت ـ مسکوویت شیست­­های منطقه کانساری، مقدار میزان Dδ در نمونه­های 8-AB،9-AB و 10-ABبه ترتیب برابر با 64- ، 63- و 49- قرار گرفت. در شکل1،8AB،و9-ABهم در محدوده آب­های دگرگونی و هم در محدوده سیالات ماگمایی اولیه واقع می­شوند، و 10-AB فقط در محدوده آب­های دگرگونی قرار می­گیرد.
ایزوتوپ اکسیژن                           
      اکسیژن فراوانترین عنصر در پوسته و گوشته زمین است. در طبقه بندی گلدشمیت در گروه عناصر لیتوفیل و آتموفیل قرار دارد و دارای سه ایزوتوپ پایدار است. از بین سه ایزوتوپ اکسیژن 16، 17، و 18 اختلاف نسبت­های 16O/18 Oبرای اندازه­گیری ترکیب ایزوتوپی اکسیژن به کار می­رود. دو استاندارد برای این اندازه­گیری وجود دارد. حرارت­سنجی دماهای پائین نسبت به PDB و سایر اندازه­گیری­ها نسبت به استاندارد میانگین آب اقیانوس­ها سنجیده می­شوند (اوری، 1947)، برای این کار مقدار δ را از رابطه زیر بدست می­آورند: 
1000 × [ استاندارد16 O / 18 O :    استاندارد16 O / 18 O -  نمونه 16 O / 18 O]     =   18 Oδ
 با استفاده از فرمول فوق، تغییرات 18δOدر طبیعت در حدود 100 در هزار بدست می­آید که نیمی از آن در ارتباط با آب­های جوی است. مقدار 18δOدر گوشته برابر با 3/0± 7/5 در هزار است و به نظر می­رسد این مقدار در طول زمان
در زمین و ماه ثابت بوده است (تیلور، 1980). با این­حال، کیسر و همکاران (1982) نشان دادند که آلکالی بازالت­های هاوائی دارای 18δOبیشتری نسبت به تولئیت­ها هستند که این خود می­تواند بیانگر وجود مقدار کمی ناهمگنی ایزوتوپی در گوشته باشد. بیشتر سنگ­های دگرگونی، رسوبی، و گرانیت­ها در مقایسه با گوشته زمین، غنی­شدگی بیشتری از 18δOرا نشان می­دهند. کانی­های تشکیل دهنده سنگ­های آذرین نیز مقادیر متفاوتی از 18Oرا در بر دارند، به عبارت دیگر هر چه تفریق ماگمائی بیشتر شود، میزان 18Oنیز افزایش می­یابد. کوارتز دارای بیشترین و مگنتیت حاوی کمترین مقدار 18Oدر بین کانی­های تشکیل دهنده سنگ­های آذرین هستند. بر این اساس، می­توان گفت که گرایش کانی­های سیلیکاته در متمرکز کردن 18Oبه ترکیب شیمیائی آنها بستگی دارد. کانی­هائی که پیوندهای SiSi – O – در آنها زیاد است دارای غنی شدگی بیشتری نسبت به کانی­های دارای پیوندهای   Si – O – Fe و نیز Mg Si – O –و اینها نیز غنی شدگی بیشتری نسبت به کانی­های با پیوندهای Si – O– Al می­باشند. به عبارت دیگر می­توان گفت که ایزوتوپ­های سنگین­تر ترجیح می­دهند وارد ترکیبات با پیوند مستحکم­تر شوند (بیگلیسن، 1965.بنابراین، سنگ­های فوق بازیک دارای کمترین مقدار 18δOو سنگ­های گابرو، بازالت، و آنورتوزیت دارای مقادیر متوسط و سنگ­های گرانیتی و پگماتیتی دارای بیشترین مقدار 18δOمی­باشند (هندرسن، 1984). میزان 18δOآب­های ماگمایی را بین 5 + تا 10+ و آب­های دگرگونی را بین 5 + تا 20+ (کریم پور و سعادت، 1384)، و نسبت 16 O / 18  O در سنگ­های آذرین غیر دگرسان در محدوده 7+ تا 9+ ذکر کرده اند. 
باز یا بسته بودن سیستم­های ماگمائی نیز بر میزان 18δOموثر است. در سیستم باز با فوگاسیته اکسیژن بالا ابتدا مگنتیت متبلور شده و ماگمای باقیمانده از آهن تهی اما از 18Oغنی می­شود. در سیستم بسته در صورت عدم تشکیل مگنتیت، ماگمای باقیمانده از آهن غنی اما از نظر  18Oتهی می­شود، زیرا کانی­های سیلیکاته که زودتر تشکیل می­شوند ایزوتوپ 18Oرا در خود متمرکز می­کنند.. آب­های جوی نیز به دلیل داشتن 18Oδ منفی به هنگام بر خورد با توده­های آذرین باعث افت مشخصی در 18δO این توده­ها می­شوند. این تبادل ایزوتوپی فقط به توده آذرین محدود نشده و ممکن است بر روی سنگ میزبان اطراف آن هم هاله دگرسان شده­ای ایجاد کند که گاه قطر این هاله تا سه برابر توده آذرین است. مقدار16 O/18  Oدر آب­های جوی که از نظر ایزوتوپی سبک­ترند در محدوده 24 – تا 7 + قرار دارد.
 برای اندازه­گیری 18δOنیز از رگچه­های کوارتزی، فلدسپات، بیوتیت، و کلریت­های معادن سنجده و چاه­خاتون نمونه برداری و به آزمایشگاه ایزوتوپی دانشگاه کوئینز کانادا ارسال شد. نتایج به دست آمده در جدول 1، با شماره­های (1-AB تا 6– AB) آورده شده است. نتایج حاصله از سنگ­های مجاور رگه­های کانساری نیز در همین جدول با شماره­های (7–  ABتا10– AB) نشان داده شده­اند. درصد بسیار بالایی از رگچه­های کوارتزی در ناحیه کانساری در بر دارنده پیریت و کانی­های طلا هستند، اما در خارج از این محدوده عقیم و یا میزان کانه­زایی آنها بسیار اندک است. لازم به ذکر است که برخی از رگچه­های درون محدوده نیز فاقد کانه­زایی می­باشند. مقادیر18δOبه دست آمده در نمونه­های کوارتزی برداشت شده از معادن چاه­خاتون و سنجده تغییراتی بین 6/11+ تا 3/14+ در هزار را نسبت به استاندارد میانگین آب اقیانوس­ها نشان می­دهند. بر این اساس، میانگین برای این دو معدن برابر با 4/12+ درهزار می­باشد (جدول 1). از آنجا که دما کنترل کننده تفکیک ایزوتوپی ایزوتوپ­های پایدار بین کانی و سیالات هیدروترمالی است، با در نظر گرفتن دمایی معادل 300 درجه سانتیگراد برای شکل­گیری رگه­های کوارتزی (یوسفی­نیا، 1383؛ موریتز و همکاران، 2006)، می­توان مقدار18 δOمحلول­های هیدروترمالی را محاسبه کرد. بر اساس مهیوت و همکاران (2007)، میزان فاکتور تفکیک 18 δO محاسبه شده برای سیالات نمونه­های کوارتزی1- AB، 4-AB، 5-ABو 6-ABتغییراتی بین 6+تا 7/8 در هزار با میانگین 92/6 در هزار را دارا می­باشند ( میزان δ18OH2O محاسبه شده برای این نمونه­ها به ترتیب برابر با 6+، 4/6+، 6/6+، و 7/8+ در هزار است، جدول، 1) نمونه­های کوارتزی1- AB، و 4-AB، از رگچه­های عقیم معادن سنجده و چاه­خاتون و نمونه­های کوارتزی 5- AB، و 6-AB، از زون کانه­زایی این معادن برداشت شده­اند. مطالعات میکروسکوپی نشان داد که دو نمونه اخیر در بر دارنده پیریت، کلریت و کربنات­اند. پیریت­ها نسبت به رگچه­های کوارتزی ثانویه بوده و رگچه­های کربناتی پس از این دو شکل گرفته­اند. مقدار δ18OH2O این رگچه­های کوارتزی بیانگر آنست که سیالات به وجود آورنده این سیالات بیشتر منشاء خارجی داشته اند.
نمونه 2 –ABیک بیوتیت شیست از زون کانه­زایی کانسار سنجده است که حاوی پیریت، و کالکوپیریت می­باشد. بیوتیت، پیریت، و کالکوپیریت کانی­های اصلی سنگ و رگچه­های درشت دانه کوارتزی کانی­های ثانویه­ای هستند که برگوارگی سنگ میزبان را قطع کرده­اند. این کوارتزها فاقد کانه­زایی بوده و کانه­زایی در خود سنگ رخ داده است. دو نوع پیریت در این سنگ وجود دارد: دسته اول پیریت­هایی ریز دانه که در حد میلیمتر می­باشند و دسته دوم درشت دانه و در حد سانتیمتر. 18δO در این سنگ در دانه های درشت کوارتز اندازه­گیری شد.
 3 – ABیک متاولکانیک از کانسار سنجده است. سیلیسی شدن در این سنگ شدید و دانه­های کوارتز به صورت پر کننده فضاهای خالی و نیز به شکل تبلور مجدد به وجود آمده­اند. این کوارتزها نیز عقیم بوده و ارتباطی با کانه­زایی ندارند. کانه­های اوپاک در این سنگ را پیریت، کالکوپیریت و کالکوسیت تشکیل می­دهند. اندازه دانه­های پیریت در این سنگ نیز مشابه 2–ABاست. δ18OH2O اندازه­گیری شده در 2–AB برابر با 8/5 و در 3–AB برابر با 6/7 با میانگین 7/6 در هزار است (جدول، 1). این مقادیر با مقادیر ذکر شده برای سنگ­های ماگمایی یا با آبهای در حال تعادل با سنگ­های ماگمایی در دماهای بالا (5+ تا10+ در هزار) همپوشانی دارند. آنها همچنین با سیالات دگرگونی (5+ تا20+ در هزار؛ شپارد، 1986) چنین همپوشانی را نشان می­دهند. بر این اساس شاید بتوان گفت که این رگچه­ها در خلال دگرگونی شکل گرفته­اند. با مقایسه بین 18δOدر نمونه­های 1-AB تا 6 –  ABبا سایر تحقیقات انجام شده مشابه (موریتز و غضبان، 1995)، می­توان گفت که سیالات تشکیل دهنده رگه­ها و رگچه­های کوارتزی در کانسارهای سنجده و چاه­خاتون منشاء هیدروترمالی با منشاء دگرگونی و یا در برخی موارد منشاء آذرین داشته­اند.
        7 – AB یک گرانیت از کانسار دره­اشکی است و مقدار 18δO فلدسپات آن که برابر با 10 است را می­توان به طور مستقیم و بدون محاسبات اضافی در نمودار شکل 1 وارد کرد. با این وجود، به علت نبود آب در این کانی و عدم اندازه­گیری δD نمی­توان محل آنرا در محدوده ماگمایی شکل 1 نشان داد. مطالعات صحرایی حاکی از آنست که توده گرانیتی دره­اشکی که در قسمت غربی کانسار سنجده و چاه­خاتون برونزد دارد ارتباطی با کانه­زایی طلا ندارد.
8 – ABیک بیوتیت شیست و نمونه­های 9 – ABو 10– ABدو بیوتیت ـ مسکوویت شیست که از شمال غربی و شمال کانسار چاه­خاتون در مجاورت لوکوگرانیت دره­اشکی برداشت شده­اند. بیوتیت و کلریت­های موجود در این سنگ­ها درشت دانه­اند. به نظر می­رسد کلریت­ها و بخشی از پیریت­های این سنگ­ها بر اثر دگرسانی بیوتیت­ها ایجاد شده باشند. داده­های صحرایی و مطالعات میکروسکوپی نشان می­دهند که این سه نمونه بر اثر دگرسانی هیدروترمالی شکل گرفته­اند. تغییرات18δO برای این نمونه­ها در مقایسه با میانگین استاندارد آب اقیانوس­ها 1/4+ تا 8+ در هزار است. میانگین  18δO این سه نمونه برابر با1/6+ در هزار است. محاسبه فاکتور تفکیک برای  δ18OH2Oاین سه نمونه به روش مهیوت و همکاران (2007) تغییراتی بین 92/3+ و 87/6+ در هزار را نشان می­دهند.این اعداد می­توانند در ارتباط با رویداد کانه­زایی باشند. برای نمونه­های 8- AB و 9 –  ABنیز میزان δO18   بیانگر آنست که منشاء آب موجود در بیوتیت­ها تمایل به آب­های ماگمائی دارند.
 
میزان 18δOاندازه­گیری شده در فلدسپات پتاسیم سنگ­های گرانیتی کانسار دره­اشکی10+ است. این مقدار بر اساس شکل1 ( نیل و همکاران، 1977) در مرز بین گرانیت­های تیپS  و تیپ I قرار می­گیرد. اما با توجه به غنی­شدگی ضعیف در عناصر نادر خاکی سبک، و تهی­شدگی ضعیف در عناصر نادر خاکی سنگین و نابهنجاری منفی یوروپیم در نمونه گرانیت مذکور، می­توان آنرا یک گرانیت S معرفی کرد.
جدول 1. داده های ایزوتوپی اکسیژن و هیدروژن در ناحیه کانساری موته
 
شماره
شماره برداشت صحرایی
نوع سنگ
نوع کانی
Yield
δ18O     (SMOW)
δ18O
Hydrothermal
درصد       آب
δD       (SMOW)
1AB-
SE-2
کوارتز رگچه
کوارتز
5/16
6/11
6.00
06/0
-35
2AB-
SE-5-1
بیوتیت شیست
کوارتز
5/15
4/11
8/5
 
 
AB-3
SE-7-1
متاولکانیک
کوارتز
1/16
2/13
6/7
 
 
AB- 4
CHK-15-2
کوارتز رگچه
کوارتز
7/16
12
4/6
 
 
AB- 5

کلید واژه ها: اصفهان