Geology, Alteration, Geochemistry and Element distribution in Alteration Zones of Nughdoz- Zaylik Area, Arasbaran Magmatic Zone
Subject Areas :
M.R. Hosseinzadeh
1
,
S. Maghfouri
2
,
Mohsen Moayyed
3
,
Z. Hadavi Chaharborj
4
,
Nasir Amel
5
,
Alireza Ravankhah
6
1 -
2 -
3 -
4 -
5 -
6 -
Keywords: Geochemistry, Alteration, Element distribution, Nughdoz- Zaylik Area, Arasbaran zone.,
Abstract :
The study area is located in 25 km SE of Ahar and 40 km NW of Meshkin-Shahr around Naqadouz village. Hydrothermal alteration has resulted in the developing of Argillic, Argillic - Silicic, Silicic and propilitic zones in this area. Based on petrographic studies, the altered rocks are basaltic andesite, andesite, dacite, rhyolite and lithic tuff in composition, with porphyry, glomeroporphyry, hyalomicrolithic and microlithic porphyric textures. The XRD analysis of altered samples show cristobalite, natrilite, kaolinite, quartz, albite, sanidine and orthoclase as the main minerals. Geochemical studies indicate that the alteration fluid has hydrothermal source and supergene processes are more important than hypogene processes. In this study, we use the immobile element method to calculate mass-changes and trace elements transmission amount during hydrothermal alteration. The Eu/Eu* ratio is higher in altered samples than relatively unaltered samples and the ratio of Ce/Ce* is more than 1for the relatively unaltered and most altered samples. The ratio of (La/Yb) n indicated that the depletion of HREE in altered samples is more than LREE, and LREE enrichment can increase this ratio. The lower ratio of (Tb/Yb) n in altered than unaltered samples indicate less depletion of HREE relative to MREE. Considering the distribution pattern of REE’s in alteration zones, it seems that the behavior of elements are controlled by pH, T & P changes, Eh, preferred absorption by clayey and iron oxide minerals and ligands frequency including SO2-4 , PO4+3 , CI-, F-, CO2-3 .
اسدی، ن.، همکاران، 1389. بررسي ويژگي¬هاي دگرساني در محدوده آبترش-يوزباشي چاي و تحليل رفتار ژئوشيميايي عناصر(اصلي و كمياب) در محيط دگرساني، پترولوژي، سال اول، شماره سوم، 28-11 .
باباخانی، ع.و لسکویه، ج.، دیو.، 1369. شرح نقشه زمین¬شناسی چهارگوش اهر، 1:250000، سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
حسین زاده، م.ر.، مغفوری، س.، موید، م. و فرید اصل، و.، 1395. معرفی کانسار مس ماری به‌عنوان یک ذخیره چینه کران نوع مانتو در پهنه طارم، شمال غرب ایران، فصلنامه زمینشناسی ایران، 10، 38، 17-37.
ظفرزاده، م.، موسیوند، ف.، رمضانی اومالی، ر. و مهدوی، ا.، 1401. الگوی تشکیل کانسار دو چیله، شرق میامی؛ بر پایه شواهد زمینشناسی، کانیشناسی و ژئوشیمیایی، فصلنامه زمین نشناسی ایران، 16 ، 64 ، 1-15.
قدیم‌زاده، ح.، مهرپرتو، م. و محمدی، ب.،1382. پروژه اکتشافات نیمه تفصیلی-تفضیلی طلا در محدوده اکتشافی صفی خانلو-نقدوز (جنوب شرق اهر)، سازمان زمینشناسی و اکتشاف معدنی تبریز.
قدیم‌زاده، ح.، مهرپرتو، م. و محمدی، ب.، 1383. زايش طلا در محدوده اكتشافي صفي خانلو-نقدوز (جنوب خاوري اهر)، هشتمین همایش انجمن زمینشناسی ایران.
مغفوری، س.، موحدنیا، م. و حسین زاده، م.ر.، 1398. زمینشناسی، ژئوشیمی و الگوی تشکیل کانه زایی آهن در توالی آتشفشانی-رسوبی ژوراسیک کانسار داش آغل، شمال شرق بوکان، پهنه سنندج-سیرجان، فصلنامه زمینشناسی ایران، 13، 50، 75ـ 88
مهدوی، م.، امینی فضل، ع.، علوی تهرانی، ن.، 1356. نقشه زمینشناسی 100000/1، سازمان زمینشناسی کشور.
نوروزی، ا. و مهرپرتو، م.، 1384. بررسی تیپ ژنتیکی و کانی¬سازی ذخیره طلای اپی¬ترمال واقع در رگه سیلیسی شماره 3 روستای زاگلیگ- اهر، بیست و چهارمین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P. and Meyer,P., 2011. Zagros orogeny: a subduction dominated process, Geological Magazine.:1 - 34.
Arslan M., Kadir S., Abdioglu E. and Kolayli H., 2003. Origin and formation of kaolin minerals in saprolite of Tertiary alkaline volcanic rocks Northern Main, Economic Geology 11 391-415.
Barnett, M. jarding, P.M., Brook, S. C. and Selim. H. M., 2000. Adsorption and transport of U (VI) in subsurfsce Media. Soil Science Socirty of American Journal 68, 908-914.
Dill H., Bosse R., Henning H. and Fricke A, 1997. Mineralogical and chemical variations in hypogene and supergene kaolin deposits in a mobile fold belt the Central Andes of northwestern Peru. Mineralium Deposita, 32, 149-163.
Fulignati, P., Gioncada, A. and Sbrana, A., 1999. Rareelement (REE) behaviour in the alteration facies of the active magmatic-hydrothermal system of Vulcano (Aeolian Islands, Italy), Journal of Volcanology and Geothermal Research, 88 325-342.
Gouveia, M. A., M. I. Prudencio, M. O. Figtueiredo, L. C. J. Pereira, J. C. Waerrnborgh, I. Morgado, T. Pena, and A. Lopes, 1993. Behaviour of REE and other trace and major elements during weathering of granitic rocks, Evora, Portugal [J]: Chemical Geolology, 107, 293–296.
Henderson P, 1984. Rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam, 510.
John, T., Kelmed. R., Carl, J. G. and Schonberg. D. G., 2008. Trace element mobilization in slab due to non steady- state fluid rock interaction: Constrations formation eclogite- Facies transport Vein in bluechist (Tianshan, China). Lithos 10, 31-24.
Karakaya N., 2009. REE and HFS element behaviour in the alteration facies of the ErenlerDaglVolcanics (Konya, Turkey) and kaoliniteoccurrence", Journal of Geochemical Exploration 101 185-208.
Laufer F., Yariv S., Steinberg M., 1984. The adsorption of quadrivalent cerium by kaolinite, Clay Minerals 19. 137-149.
Maiza P. J., Pieroni D. and Marfil S. A., 2003. Geochemistry of hydrothermal kaolins in the SE area of Los Menucos, Province of Rlo Negro, Argentina", In: Dominguez, E. A., Mas, G. R., Cravero, F. (Eds.), 2001, A Clay Odyssey. Elsevier, Amsterdam 123-130.
Maynard, J.B., 1983. Geochemistry of sedimentary ore deposits, Springer 305.
Muchangos, A. C., 2006. The mobility of rare earth and other elements in process of alteration of rhyolitic rocks to bentonite (Lebombo Volcanic Mountainous Chain, Mozambigue), Journal of Geochemical Exploration, 88 300-303.
Mutakyahwa, M. K. D., Ikingura, J. R. and Mruima, A. H., 2000. Geology and geochemistry of bauxite deposits in Lushoto district, Usambara Vill Marie Quebe, Canada. Geochimica et Cosmochimica Acta 64,2199-2220.
Nessbitt, H. W. and Young, G. M. 1984. Early proterozoic climate and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature 299: 715-717.
Panahi A., Young G.M. and Rainbird R.H., 2000. Behavior of major and trace elements including REE during Paleoproterozoic pedogenesis and diagenetic alteration of an Archean granite near Ville Marie, Quebec, Canada", Geochimica et Cosmochimica Acta 64 2199–2220.
Plank, T. and Langmuir, C. H., 1988. The chemical composition of subducting sediment And its consequence for the crust and mantle. Chemical Geology 145,325-394.
Rollinson, H.R., 1993. Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation, Longman Scientific and Technical, London. Şengör, A.M.C., Görür, N. & Saroglu, F., 1985. “Strike slip faulting and related basin formation in zones of tectonic escape: Turkey as a case study, In: Biddle T.R., Christie-Blick N. (Eds.), Strike-slip Deformation, Basin formation and Sedimentation. Soc. Econ. Paleontol. Min. Spec. Publ., 37: 227-264.
Salvis., Williams-Jones A. E., 1996. The role of hydrothermal processes in concentrating highfield strength elements in the Strange Lake peralkaline complex, northeastern Canada", Geochimica et CosmochimicaActa 60 1917-1932.
Shelley, D., 1993. Igneous and metamorphic rocks under the microscope, Chapman and Hall.
Taboada. T., Cortizas, A. M., Gscia, C. and Garcia-Rodeja, F., 2006. U and Thweathering and pedogenetic profile devovloped on granitic rock form NW Spain Science of the total Environmental, 356,.192-206.
Taunton A. E., Welch S. A. and Banfield J. F., 2000. Geomicrobiological controls on light rare earth element, Y and Ba distribution during granite weathering and soil formation", Journal of Alloys and Compounds 303-304 30-36.
Van der Weijden, C. H. and R. D. Van der Weijden, 1995. Mobility of major, minor and some redox-sensitive trace elements and rare earth elements during weathering of four granitoids in central Portugal [J]: Chemical Geolology 125, 149–168.
Wood, D. A., 2006. Rare element systematic of acidic maters from the Taupo volcanic zone Newzealand Journal of Geochemical exploration, 99,424-427.
زمینشناسی، ژئوشیمی و الگوی پراکندگی عناصر در زونهای دگرسانی نقدوز- زایلیک، زون ماگمایی ارسباران
محمدرضا حسینزاده1و1، سجاد مغفوری2، محسن مؤید1، زهرا هادوی چهاربرج3 ، نصیر عامل4 و علیرضا روان‌خواه5
1. استاد گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران
2 . استادیار گروه زمینشناسی اقتصادی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران
3. دانش‌آموخته کارشناسی ارشد گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران
4. دانشیار گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران
5. استادیار گروه زمینشناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه محقق اردبیلی
چکیده
منطقه مورد مطالعه در فاصله 25 کیلومتری جنوب شرقی اهر و 40 کیلومتری شمال غربی مشکینشهر و اطراف روستای نقدوز قرار گرفته است. دگرسانی گرمابی منجر به گسترش زونهای آرژیلیک، آرژیلیک- سیلیسی، سیلیسی و پروپیلیتی در این منطقه شده است. بر اساس مطالعات پتروگرافی، نمونهها ترکیبی در حد آندزیت-آندزیت بازالتی، داسیت، ریوداسیت، ریولیت و لیتیک توف داشته و اغلب دارای بافتهای پورفیریک، گلومروپورفیریک، هیالومیکرولیتی و میکرولیتی پورفیریک میباشند. آنالیز XRD نمونههای دگرسان، کریستوبالیت، ناترولیت، کائولینیت، کوارتز، آلبیت، سانیدین و ارتوکلاز را به‌عنوان کانیهای اصلی نشان میدهد. مطالعات ژئوشیمی نشان داد که سیال دگرسانکننده دارای منشأ گرمابی بوده و فرایندهای سوپرژن نیز نقش مهمی در ایجاد زون دگرسانی داشته است. در این بررسی، از روش عنصر بیتحرک، برای محاسبه تغییرات جرم و میزان انتقال عناصر نادر خاکی در طی فرایند دگرسانی گرمابی استفاده گردید. نسبت (Eu/Eu*) در نمونههای دگرسان بالاتر از نمونه تقریباً سالم است و نسبت (Ce/Ce*) برای نمونه به‌نسبت سالم یک و بیشتر نمونههای دگرسان بزرگتر از یک است. نسبت (La/Yb)n نشان داد که تهیشدگی عناصر HREE نسبت به عناصر LREE در نمونههای دگرسان بیشتر از نمونه سالم است و غنیشدگی LREE نیز ممکن است باعث افزایش این نسبت شود. نسبت (La/Sm)n در نمونههای دگرسان بیشتر از نمونه سالم بوده که حاکی از تهیشدگی بیشتر عناصر MREE نسبت به LREE است. با توجه به نحوه توزیع عناصر نادر خاکی در منطقه دگرسان به نظر میرسد رفتار عناصر تحت تأثیر pH، تغییرات دما و فشار، Eh، جذب سطحی توسط رسها و اکسید آهن و فراوانی لیگاندهای یونی قرار گرفته است.
واژههای کلیدی: ژئوشیمی، دگرسانی، الگوی پراکندگی عناصر، نقدوز- زایلیک، زون ارسباران.
مقدمه
منطقه مورد مطالعه در 25 کیلومتری جنوبشرقی اهر و 40 کیلومتری شمالغربی مشکینشهر واقع شده است. مطالعاتي که در چند سال اخير توسط سازمان زمين‌شناسي و اکتشافات معدني کشور و همچنين محققين علوم زمین در منطقه نقدوز- زایلیک صورت گرفته است، منجر به شناسايي رخدادهاي متنوعي از دگرسانی در اين ناحیه شده است. از جمله مهمترین این مطالعات میتوان به تهیه نقشه 1:100000 اهر توسط مهدوی و امینیفضل (1367) و اکتشاف طلا در محدوده صفی خانلو- نقدوز توسط سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور در سال 1382 اشاره نمود. قدیرزاده و همکاران (1383) کانیسازی در این منطقه را از نوع اپیترمال HS دانسته و دگرسانیهای موجود را به این نوع کانیسازی ارتباط دادند. هدف از این نوشتار، شناسایی دقیق زونهای دگرسانی در منطقه به کمک یافتههای صحرایی و مطالعات کانیشناسی و سنگشناسی و نیز تفکیک انواع دگرسانی و تعیین الگوی پراکندگی عناصر اصلی و نادر خاکی میباشد. نوروزی و همکاران (1384) مطالعاتی را بر روی دگرسانی و کانهزائی مرتبط با آن در منطقه زایلیک انجام داده‌اند.
شکل1. الف) نقشه زمینشناسی- ساختاری ایران که موقعیت منطقه مورد مطالعه با علامت کادر بر روی زون ماگمایی ارسباران نشان داده شده است (Agard et al., 2011)، ب) نقشه زمینشناسی ساده شده منطقه نقدوز- زایلیک که بیشتر منطقه را دگرسانی دربرگرفته است (با تغییرات از مهدوی و امینی فضل، 1367)
روش پژوهش
در انجام این پژوهش، پس از انجام عملیات صحرائی و کنترل واحدهای سنگی موجود در نقشه زمینشناسی، نمونهبرداری از واحدهای سنگی و زونهای دگرسان انجام شد و سپس با تعداد 20 عدد مقطع نازک، مطالعه پتروگرافی بر روی نمونهها صورت گرفت. همچنین براي انجام مطالعات ژئوشیمیایی تعداد 11 نمونه جهت آنالیز به روش ICP-OES و 5 نمونه جهت آنالیز XRD به آزمایشگاه کانساران بینالود ارسال شد.
زمینشناسی منطقه مورد مطالعه
کمربند آتشفشانی سنوزوئیک در شمالغرب ایران یکی از مناطق فلززایی مس- مولیبدن- طلا میباشد که به‌عنوان زون آذربایجان یا زون ارسباران نیز شناخته میشود (حسین زاده و همکاران، 1395، مغفوری و همکاران، 1398) (شکل 1). یکی از شاخصههای کمربند فلززایی ارسباران گسترش تیپهای مختلف دگرسانی به‌عنوان شواهدی از فعالیت گرمابی میباشد که در برخی موارد با کانیزاییهای متعدد (پورفیری، اسکارنی، اپیترمال و رگهای) همراه هستند.
از لحاظ موقعیت زمینشناسی، محدوده نقدوز- زایلیک در بخش شمالغرب نقشه زمين‌شناسي1:250،000 اهر (باباخانی و همکاران، 1369) و بخش مرکزی نقشه زمين‌شناسي 1:100،000 اهر (مهدوی و امینی فضلی، 1367) واقع شده که به‌طور عمده از سنگهای آتشفشانی پوشیده شده است. بر اساس مطالعات صحرایی، واحدهای اصلی در محدوده مورد مطالعه شامل آندزیت بازالتی ، گنبد ریولیتی، داسیت و واحدهای آذرآواری میباشند (شکل1):
· واحد آندزیت بازالتی- آندزیتی: این واحد با سن ائوسن شامل تناوب گدازهای آندزیتی و سنگهای آذرآواری میباشد و بیشترین گسترش را در شمال و شمالشرقی منطقه دارد (شکل2). تأثیر سیالات گرمابی بر روی این واحد سبب گسترش زونهای کائولینیتی ، آلونیتی، آرژیلیک، پروپیلیتیک و سیلیسی شده است. بر اساس مطالعات میکروسکوپی، پلاژیوکلاز، پیروکسن، هورنبلند و بیوتیت کانیهای اصلی سنگ بوده و کانیهای فرعی شامل الیوین، آپاتیت و کانیهای تیره میباشند. کلسیت، سریسیت، کلریت، اپیدوت، رس (کائولینیت و ناترولیت، طبق نتایج آنالیز XRD، جدول 1)، پرهنیت و اکسیدهای آهن (هماتیت) به‌صورت ثانویه در سنگ تشکیل شدهاند.
شکل2. الف) رخنمونی از واحد آندزیت بازالتی و بازالتی به همراه لایههای آذرآواری، ب) تصویر نمونهدستی از گدازه آندزیتی که فنوکریستهای پلاژیوکلاز در آن به‌خوبی قابل مشاهده است
· واحد داسیتی- ریولیتی: واحدهای بعد از ائوسن، شامل گنبدهای ریولیتی، واحد داسیتی و در بعضی قسمتها ایگنمبریت میباشند (شکل3). این واحدهای فلسیک در نزدیکی روستاهای نقدوز و زایلیک بیشترین گسترش دارند. در مقاطع میکروسکوپی واحد ریولیتی دارای میکرولیتهای ریز در زمینه شیشهای بوده و فنوکریستهای اصلی آن شامل کوارتز، پلاژیوکلاز و سانیدین میباشند (شکل3). بافت شاخص این واحد، میکرولیتی پورفیری با زمینه شیشهای و جریانی میباشد و همچنین بافتهای تراکیتی، کومولائی (اجتماع پلاژیوکلازها با ادخال پیروکسن)، هیالومیکرولیتی پورفیری، گلومروپورفیری و بادامکی نیز قابل مشاهده میباشند. کوارتز دارای خاموشی موجی و خوردگی خلیجی بوده که مورد اخیر ممکن است ناشی از رشد غیرعادی و تأثیر انحلال ناشی از کاهش فشار در حین صعود ماگما باشد (Shelley, 1993).
· واحد آذراواری ( لیتیک توف- توف): این واحد شامل تناوبی از توف، لیتیک توف، کریستال توف و ایگنبمبریت میباشد (شکل3) که تحت تاثیر سیالات گرمابی دگرسان شدهاند. قطعات تشکیل‌دهنده این واحد آذراواری شامل کوارتز، پلاژیوکلاز و قطعات لیتیک میباشند.
دگرسانی منطقه نقدوز- زایلیک
دگرسانی فراگیر، متنوع و نسبتاً شدیدی شامل انواع آرژیلیک، آرژیلیک - سیلیسی، سیلیسی و پروپیلیتیک در واحدهای آتشفشانی منطقه نقدوز- زایلیک صورت گرفته و در اطراف گسلها و شکستگیها شدت این تغییرات بیشتر است. بعضی از این دگرسانیها به‌طور محلی همراه با کانیزایی میباشند که از آن جمله میتوان به کانیزایی اپیترمال در منطقه زایلیک اشاره کرد (نوروزی و همکاران، 1384). در زیر به توصیف مختصر زونهای دگرسانی پرداخته میشود:
شکل3. الف) نمونه دستی از واحد ریولیتی با بافت جریانی، ب) تصویر رخنمونی از واحد توفی با لایهبندی ظریف، پ) رخنمونی از واحد آذراواری لیتیک توف، ت) تصویر میکروسکوپی از واحد ریولیتی که دارای کانی سانیدین (Snd) است (XPL)، ث) تصویر میکروسکوپی از واحد توفی با فراوانی قطعات لیتیک (Lit) (XPL)، ج) تصویر میکروسکوپی از واحد آندزیت بازالتی متشکل از پلاژیوکلاز (Plg) و پیروکسن (Pyx) (XPL)
دگرسانی سیلیسی (کلاهک سیلیسی)
در طی رخداد دگرسانی سیلیسی، كانيشناسي اوليه سنگ از بين رفته و كوارتز به‌صورت فراگير جانشين همه كانیهاي اوليه شده است. سنگ اولیه، کاملاً سیلیسی شده و بافت و ترکیب آن قابل تشخیص نمیباشد. این کلاهک سیلیسی به رنگ تیره (آغشتگی با آهن) به‌صورت سخت و برجسته در بیشتر قسمتهای منطقه نقدوز- زایلیک برونزد دارد و تاثیر شدید سیالات گرمابی را بر روی واحدهای سنگی و شستشوی آنها نشان میدهد (شکل4).
شکل4. رخنمونی از کلاهک سیلیسی و دگرسانی آرژیلیک- سیلیسی در قسمت زیرین آن
دگرسانی آرژیلیک وآرژیلیک- سیلیسی
مهمترین و گستردهترین تغییرات در منطقه، دگرسانی آرژیلیک میباشد (شکل4 و 5) که با حضور کانیهای کوارتز، کائولینیت، ناترولیت، ایلیت، مونتموربلونیت و سریسیت (بر اساس مطالعات میکروسکوپی و آنالیز XRD) مشخص میشود (جدول1). به دلیل شدت این دگرسانی، هیچ آثاری از بافت و کانیهای اولیه سنگ باقی نمانده است (شکل5). این دگرسانی در حاشیه کلاهکهای سیلیسی شدیداً متأثر از سیلیس بوده و یک زون دگرسانی بینابینی آرژیلیک- سیلیسی را پدید آورده است (شکل4) . نتایج آنالیز نمونههای این دگرسانی در جدول 1 آمده است.
دگرسانی پروپیلیتیک
کانیهاي حاصل از این دگرسانی در منطقه عبارتند از: کلریت (5 تا10%)، اپیدوت (1 تا 5%)، سریسیت و کربنات (شکل 6). در بعضی از نمونهها هورنبلند کاملاً به کانیهاي اپک تبدیل شده است. کربناتها در مرکز بلورهاي پلاژیوکلاز، به‌صورت رگهاي یا پراکنده در متن سنگ حضور دارند. فراوانی کربنات در مقایسه با سریسیت در این زون بیشتر است.
شکل5. الف) رخنمونی از دگرسانی آرژیلیک با آغشتگی هماتیتی، ب) رخنمونی از دگرسانی آرژیلیک با تخریب کامل بافت سنگ اولیه، ت) تصویر میکروسکوپی دگرسانی آرژیلیک- سیلیسی، که پلاژیوکلازها کاملا سیلیسی شدهاند (XPL)
ژئوشیمی دگرسانی
جهت بررسی ژئوشیمی و الگوی پراکندگی عناصر در طی دگرسانی منطقه از نتایج آنالیز عناصر اصلی و کمیاب استفاده شده است. هدف اصلی از این مطالعه شناخت تغییرات عنصری و تعقیب روند پراکندگی عناصر در طی دگرسانی، تعیین منشأ سیال دگرسان کننده و بررسی تبادل جرم عناصر میباشد.
شکل6. دگرسانی پروپیلیتیک که رنگ سبز به سنگ آندزیتی داده است. ب) تصویر میکروسکوپی از دگرسانی پروپیلیتیک با فراوانی اپیدوت (Epd) (XPL)
جدول1. نتایج آنالیز XRD از نمونههای دگرسان منطقه نقدوز- زایلیک
شماره نمونه | نوع نمونه | کانیهای اصلی | کانیهای فرعی |
H13 | دگرسانی آرژیلیک | کریستوبالیت، ناترولیت، کائولینیت | کوارتز |
H23 | دگرسانی آرژیلیک- سیلیسی | کریستوبالیت، ناترولیت، کائولینیت، کوارتز | - |
H28 | دگرسانی سیلیسی | کوارتز، سانیدین، آلبیت | هماتیت، بیوتیت |
H29 | دگرسانی سیلیسی | کوارتز، آلبیت، ارتوکلاز | هماتیت، بیوتیت |
شاخص شیمیایی دگرسانی (Chemical Index of Alteration)
افزايش درجه دگرساني به كاهشMgO ،CaO ، K2O وNa2O و غنيشدگي از Al2O3منجر ميشود. براي بررسي اين موارد از انديس شيميايي دگرساني يا Chemical Index of Alteration (CIA) استفاده ميشود. محاسبه اين پارامتر بر طبق فرمول زير است (Nessbitt and Young, 1984).
CIA= Al2O3/ (Al2O3+CaO+Na2O+K2O) *100
بر اين اساس پارامتر CIA براي سنگهاي سالم حداكثر50% است كه با افزايش شدت دگرساني و حمل تمام عناصر قیلیائی، اين رقم ميتواند تا 100% افزايش يابد. محاسبه انديس مذكور براي نمونههای مختلف منطقه مورد مطالعه (جدول2)، بیشترین و کمترین مقدار را به ترتیب برای نمونههای H13 (با بیشترین دگرسانی) و H21 (سالم‌ترین نمونه) نشان میدهد. ترسيم مقادير جدول 2 در نمودار ACNK ، نزديك شدن نمونههاي مربوط به دگرساني آرژيليک و آرژیلیک-سیلیسی و سیلیسی را به قطب A نشان میدهد، نمونههای پروپيليتيك به سمت قطب CN انحراف يافته و نمونههای نسبتاً سالم، تقريباً نزديك خط آلكالي فلدسپار – پلاژيوكلاز قرار گرفتهاند (شکل7).
جدول2. اندیس شیمیایی (CIA) نمونههای مربوط به منطقه نقدوز- زایلیک.
H37 | H36 | H29 | H28 | H23 | H21 | H20 | H19 | H13 | H9 | H8 | نمونه |
37/89 | 68 | 29/60 | 52/70 | 69/84 | 80/53 | 13/59 | 21/59 | 07/91 | 54/58 | 90/62 | CIA |
تعیین منشأ سیالات دگرسان کننده
جهت تعیین منشأ سیالات دگرسان کننده سنگهای منطقه از نمودارهای Ba+Sr در مقابل Ca+Y+La و TiO2+Fe2O3 در مقابل Cr+Nb (Dill et al,1997) و Zr در مقابل TiO2 (Maiza et al., 2003) استفاده شد. بر این اساس در نمودارهای Ba+Sr در مقابلCa+Y+La و TiO2+Fe2O3 در مقابل Cr+Nb، نمونههای مورد مطالعه گرایش به ناحیه سوپرژن دارند. در نمودار Zr در مقابل TiO2 از مقادیر TiO2 برای تعیین منشأ استفاده شده است. Maiza et al, (2003) معتقدند که مقادیر TiO2کمتر از یک مربوط به منشأ هیپوژن و بیشتر از یک مربوط به منشأ سوپرژن میباشد. مقدار TiO2 در نمونههای مورد مطالعه در 6 مورد کمتر از یک و در 5 مورد بیشتر از یک میباشد. طبق این نمودارها، هر دو فرآیند سوپرژن و هیپوژن در گسترش دگرسانی در منطقه نقش داشتند و نقش فرآیند سوپرژن پررنگتر بوده است (شکل 8).
شکل7. موقعیت نمونهها در نمودار (Nessbitt and Young, 1984) ACNK، بیشتر نمونهها در نزدیکی محدوده غنی از Al قرار میگیرند
شکل8. الف) نمودار Ba+Sr در مقابلCa+Y+La ، بیشتر نمونهها در محدوده سیالات سوپرژن قرار میگیرند، ب) نمودار TiO2+Fe2O3 در مقابل Cr+Nb (Dill et al,1997) ، نمونهها در نزدیکی بخش اختلاط سیالات هیپوژن و سوپرژن قرار میگیرند، پ) نمودار Zr در مقابل (Maiza et al.,2003) TiO2 جهت تعیین منشأ محلول دگرسان
محاسبات انتقال جرم عناصر
براي بررسي رفتار عناصر در محيط دگرساني، از دياگرامهايي تحت عنوان افزايش و كاهش (Gain and Loss) استفاده شد.
تحليل رفتار ژئوشيميايي عناصر اصلی
به‌طورکلی، همه عناصر اصلی و فرعی کم‌وبیش متحرک میباشند و عملاً هیچ عنصری بیتحرک نیست. كاهش SiO2در سنگهاي با دگرساني حدواسط و نمونههاي آرژيلیک نتيجه تجزيه كانيهاي پلاژيوكلاز، اليوين و پيروكسن در طي تشكيل كلريت و کائولینیت است. اين واكنشها همراه با آزاد شدن SiO2 هستند. بخشي از سيليس آزاد شده ممكن است توسط محلول حمل شده و از محيط خارج شود. در دگرساني سيليسي ميزان SiO2نسبت به سنگ اوليه افزايش يافته است. افزايش سيليس در نتيجه تثبيت SiO2 پس از شستشوی كامل كاتيونهاي قليايي بود (ظفرزاده و همکاران، 1401؛ Karakaya, 2009) و همچنین محلولهاي غنی از SiO2 بخشی از سیلیس مورد نیاز را تأمین میکنند (شکل 9).
عنصر Al جزء عناصر كمتحرك است (Karakaya, 2009) كه پس از شستشوی كاتيونهاي قليايي در سنگ باقی‌مانده و در نمونههاي آرژيلیک، غنيشدگي Al2O3را سبب میشود. بااین حال، حضور محلول شديداً اسيدي باعث تحرک Al و خروج آن از محيط و تشکیل در زون سيليسي شده است (شکل 9).
اکسیداسیون پیریت و تشكيل كانيهاي اكسيد آهن مانند هماتيت باعث افزايش ميزان Fe2O3 نمونهها شده است. در بعضي موارد نيز آهن موجود در كانیهاي مافيك طي دگرساني شسته شده و سبب کاهش Fe2O3 شده است. اين آهن ممكن است مجدداً وارد ساختمان كانيهاي ثانویه آهندار شود. به طوركلي، تغييرات FeOو Fe2O3روند افزايش يا كاهش منظمي را نشان نمیدهند (شکل9).
کاتیونهای Ca2+، Mn2+ ، Mg2+ موجود در ساختمان كانيهاي مافيك در محيطهاي گرمابی متحرکاند و در مراحل اوليه دگرساني از ساختمان كانيهاي مافيك آزاد شده، وارد ساختمان كانيهايي چون كلريت، سرپانتين، کائولینیت و غيره ميشوند. با پيشرفت دگرساني تهيشدگي اين عناصر بيشتر ميشود.(Arsalan et al., 2006, Van Der Weijden, 1995) در دگرساني سيليسي اين عناصر به‌طور كامل از سنگ خارج شدهاند. تشکیل سریسیت نیز به کاهش CaO منجر میشود (شکل9).
در سنگ مادر غير دگرسان، Na+در ساختمان پلاژيوكلاز و فلدسپارهاي موجود در خميره اسيدي سنگ حضور دارد. تحرك زياد اين عنصر باعث خروج سريع آن از سنگ توسط محلولهاي گرمابی ميشود و از دگرسانيهاي حدواسط به سمت دگرساني آرژيلیک و سيليسي، تهيشدگي آن شدت مييابد (شکل9).
بخش عمده K2O موجود در سنگ در خميره اسيدي سنگ حضور دارد و در طي دگرساني به علت تحرك زياد عنصر پتاسيم توسط محلولهاي گرمابی از محيط خارج ميشود و در اکثر مراحل دگرساني، تهيشدگي K2Oرا شاهد هستيم. پتاسیم آزاد شده، در ساختار كانيهايي چون سريسيت تثبیت ميشود و لذا در نمونههاي سریسیتی، تهيشدگي K2O كمتر است. تثبیت K در ساختار کانیهای رسی (Mutakyahwa et al., 2000) نیز باعث افزایش K2O در نمونههای آرژیلیک شده است (شکل9).
بالا بودن SO3، طبيعت سولفوره محلول هيدروترمال را بازگو ميكند. اين سولفور تبديل به سولفات شده و لذا محلول خاصيت اسيدي يافته و كانيهايي چون كائولينيت و سيليس را به وجود آورده است (شکل9). کاهش P2O5 وLOI ، نشانگر مقدار اندک مواد فرار در محلول بوده و همچنین P2O5 پائین احتمالاً به‌واسطه تخریب و دگرسانی آپاتیتهای موجود در سنگ مادر (Gouveia et al., 1993) میباشد (شکل9). ميزان عناصر فرار در طي فرآيندهاي مختلف دگرسانی بالا است ولي در مورد نمونههای با دگرسانی سيليسي چندان قابل ملاحظه نيست چرا که زون سيليسي در مرحله نهايي تشكيل شده و در حقيقت شيرابه باقي مانده محلولهاي گرمابی بوده است. با شدت يافتن ميزان دگرسانی آرژيلیک، ميزان عناصر فرار نيز افزايش نشان داده است كه نقش اين عناصر را در ايجاد و توسعه این زون بيان ميكند.
شکل9. تغییرات رفتار عناصر اصلی در نمونههای مورد مطالعه [نمونه 1 (H21) نمونه سالم و نمونههای 2 (H8)، 3 (H9) ، 4 (H13) ، 5 (H19) ، 6 (H20)، 7 (H23)، 8(H28) ، 9(H29)، 10(H36)، 11(H37) دگرسان میباشند]
تحليل رفتار ژئوشيميايي عناصر جزئی عبوری (TTE)
عناصر جزئی عبوری شامل Sc، Ni، Co، V، Cr، Mo، W، Cu و Zn میباشند. الگوی تغییر جرم Co و V شبیه هم بوده و اغلب روند کاهشی دارند (شکل10). Ni در بعضی نمونهها روند افزایشی و در بعضی روند کاهشی دارد. معمولاً Ni، Co و V رفتار مشابه با Fe دارند و همبستگی مثبت این عناصر با Ca، Fe و Mg بیانگر این است که در اثر تخریب کانیهای فرومنیزین در طی دگرسانی، به داخل محلول گرمابی آزاد شده و تهیشدگی نشان میدهند. Cu در بیشتر نمونهها روند کاهشی داشته که به‌واسطه دگرسانی فلدسپارها در طی واکنش آب و سنگ در pH پایین رخ میدهد. Cu همبستگی مثبت با Fe (46/0) دارد در نتیجه افزایش آن میتواند به دلیل جذب توسط هیدرواکسیدهای آهن باشد (Plank and Langmuir, 1988). خروج بخشی Zn از سیستم میتواند به‌واسطه تخریب فلدسپارهای سنگ مادر باشد (Plank and Langmuir, 1988). عنصر Cr در نمونهها با دگرسانی آرژیلیک و آرژیلیک – سیلیسی، تهیشده و در نمونههای با دگرسانی پروپیلیتیک غنیشده است. به‌طورکلی، عناصر جزئی عبوری در منطقه مورد مطالعه، با پیشرفت دگرسانی، تهیشدگی نشان میدهند (شکل 10).
تحليل رفتار ژئوشيميايي عناصر با قدرت میدان بالا (HFSE)
عناصر با قدرت میدان بالا شامل عناصر Y، P، Nb، Ta، Hf و Zr میباشند. الگوی تغییرات این عناصر به دلیل تحرک پائین در طی دگرسانی به‌غیراز عنصر Y شبیه هم میباشد (شکل11). عنصرY دارای همبستگی مثبت با HREE بوده و رفتاری شبیه به این عناصر نشان میدهد. با توجه به همبستگی مثبت Ta و Nb با عنصرAl (82/0 و 84/0) به نظر میرسد جذب سطحی این عناصر توسط کانیهای رسی باعث افزایش جرم آنها شده است (Panahi et al., 2000).
به دلیل همبستگی مثبت Hf با Zr، کانی زیرکن نقش مهمی در تثبیت این عناصر داشته است (John et al., 2008). تحرک عناصر HFSE توسط عوامل مختلفی مانند دما، فشار، میزان pH و ترکیب شیمیایی محلول کنترل میشود (Jan et al., 2005). دمای دگرسانی مهمترین عامل در افزایش و کاهش میزان این عناصر میباشد. اگر دمای دگرسانی بالا باشد میزان عناصرAl، Zr، Y، HFSE و HREE کاهش مییابد ولی با کاهش دما مقادیر این عناصر روند افزایشی نشان میدهد (Salvi and Williams-jones, 1996). با توجه به افزایش این عناصر در نمونههای دگرسان نسبت به نمونههای سالم، باید گفت دمای دگرسانی در منطقه مورد مطالعه پایین بوده است.
تحليل رفتار ژئوشيميايي عناصر لیتوفیل بزرگ یون(LILE)
عناصر لیتوفیل درشت یون شامل عناصرBa ، K، Rb، U،Pb و Th میباشد. عنصر Sr در اغلب نمونهها نسبت به سنگ والد افزایش جرم نشان میدهد (شکل 10). این عنصر همبستگی مثبت با عنصر P (59/0) نشان میدهد (جدول 4). کانیهای رسی نقش مهمی در تثبیت این عنصر داشتهاند (Henderson., 1984). با توجه به رفتار مشابهBa ، K، Rb و یا به دلیل داشتن همبستگی مثبت با Na و Al (جدول4)،Ba (65/0-75/0)، K (89/0-68/0) و Rb (76/0-89/0)کانیهای رسی میتوانند در تثبیت این عنصر نقش داشته باشند. غنیشدگی Rb در سنگ دگرسان ممکن است در ارتباط با تشکیل سریسیت باشد (Arsalan et al., 2006).
عنصر Th دارای همبستگی مثبت با Zr (75/0) و P (57/0) میباشد. کانیهای آناتاز، زیرکن و مونازیت میتوانند سبب تثبیت این عنصر شوند و از سوی دیگر احتمالاً اکسیدها و هیدرواکسیدهای Fe عامل دیگر تثبیت این عنصر هستند (Taboada et al., 2006). عنصر U نسبتاً متحرک است و شرایط اکسیدان و احیا رفتار آن را کنترل میکند. این عنصر در شرایط اکسیدان به‌صورت U6+ از سیستم خارج میشود، ولی در این مورد غنیشدگی U میتواند به دلیل جذب سطحی به‌وسیله کانیهای رسی و روبش و تمرکز توسط اکسیدهای Fe رخ داده باشد (Barnett et al., 2000). افزایش نسبت Rb/Sr و افزایش جرم Rb با پیشرفت دگرسانی و غنیشدگی Ba در سنگ دگرسان شده ممکن است در ارتباط با تشکیل کانی سریسیت باشد (شکل10) (Karakaya et al., 2009).
شکل10. تغییرات رفتار عناصر جزئی عبوری (TTE) در نمونههای منطقه نقدوز- زایلیک (شماره نمونهها مشابه شکل 9 میباشد)
شکل10. تغییرات رفتار عناصر با قدرت میدان بالا (HFSE) در نمونههای منطقه نقدوز- زایلیک (شماره نمونهها مشابه شکل 9 میباشد)
تحليل رفتار ژئوشيميايي عناصر نادر خاکی(REE)
عناصر LREE شامل La، Ce، Eu، Sm، Nd و Pr در طی دگرسانی نسبت به نمونه سالم عمدتاً افزایش و به‌طور جزئی کاهش نشان میدهند (شکل 13). غنیشدگی LREEها به دلیل حضور کانیهای ثانویه میزبان این عناصر مانند کلریت، سریسیت، کانیهای رسی مثل کائولینیت و ناترولیت و اکسیدهای آهن همانند هماتیت میباشد (Fulignati et al.,1999). با توجه به جدول 4 همبستگی مثبت متوسط تا بالای عناصر نادر خاکی سبک باAl (61/0-87/0) نشان میدهد که کانیهای رسی نقش کنترلی مهمی در توزیع اغلب LREEها داشتهاند. همبستگی متوسط با عنصرK (34/0 تا 69/0) احتمالاً دلیلی بر جانشینی این عناصر به‌جای K در طی فرایند سریسیتی شدن است. همچنین همبستگی مثبت با Fe (22/0 تا 83/0) به‌جز Ce و La نشان از نقش کمرنگ اکسیدها و هیدرواکسیدهای آهن در تمرکز LREEها در زونهای دگرسان دارد. تهیشدگی جزئی LREEها در بعضی از نمونههای دگرسان به‌وسیله لیگاند یونیSO42- و درpH پایین رخ میدهد. عناصر HREE شامل Tb، Dy، Ho، Er، Yb، Lu و Gd نیز همانند LREEها در طی دگرسانی هم تهیشدگی و هم غنیشدگی نشان میدهند (شکل11و 12). HREEها با Al همبستگی مثبت (61/0 تا 82/0) دارند که میتواند ناشی از جذب سطحی توسط کانیهای رسی باشد. همبستگی مثبت این عناصر باFe (32/0 تا 83/0) ناشی از جذب سطحی و ترجیحی توسط اکسید آهن است. این عناصر با لیگاندهای F-، CO32-، SO42- و Cl- تشکیل کمپلکس داده که باعث افزایش تحرک و انحلال‌پذیری آنها میشود (Wood, 2006). طبق Muchangos (2006) با افزایش pH محلول، پایداری کمپلکسهای HREE بیشتر از کمپلکسهای LREE است و همین موضوع باعث تفریق LREEها از HREE ها میشود. با توجه به درجه تفریق بسیار پایین LREEها از HREEها (شکل 11 و 12) در منطقه مورد مطالعه، به نظر میرسد pH محلولهای عامل دگرسان پایین بوده است. به‌طورکلی میتوان گفت روندهای افزایشی و کاهشی برای اغلب عناصر نادر خاکی ناشی از تغییر شرایط دگرسانی شیمیایی نظیر pH، دما، Eh و لیگاندهای یونی در طی دگرسانی است (Karakaya et al., 2009).
تفسیر ناهنجاریهای Eu و Ce
Eu و Ce رفتار ژئوشیمیایی متفاوتی نسبت به سایر اعضای REE داشته و در شرایط احیایی به‌صورت Eu2+ و Ce3+ حضور دارند و در شرایط اکسیدی به‌صورت Eu3+ و Ce4+ در میآیند که در این حالت، پتانسیل یونی بیشتر و تحرک کمتری دارند. لذا عناصر REE در اثر برخی فرآیندها میتوانند از یکدیگر جدا شوند (Maynard, 1983, Panhi et al., 2000). برای بررسی رفتار این دو عنصر در نمونههای دگرسان، نسبتهای (Eu/Eu*) و (Ce/Ce*) با استفاده از فرمولهای زیر محاسبه شده و نتایج در جدول3 آمده است.
Eu/Eu* = Eun/[((Sm)n × (Gdn))1/2]
Ce/Ce* = Cen/[((La)n × (Prn))1/2]
بر اساس این محاسبات، نسبت (Eu/Eu*) در نمونههای دگرسان بالاتر از نمونه تقریباً سالم است که نشان میدهد Eu آزاد شده از ساختار فلدسپارها در این زون، در شرایط اکسیدی و در دما و فشار پایین به‌صورت Eu3+ اکسید و نامتحرک شده و در محیط باقی‌مانده است. نسبت (Ce/Ce*) برای نمونههای سالم و بیشتر نمونههای دگرسان بزرگتر از یک است که حاکی از فعالیت نسبتاً بالای اکسیژن در زمان تبلور ماگما است (Rollinson, 1993). در نمونههای دگرسان این نسبت کمتر از نمونه سالم است زیرا Ce3+ در شرايط دگرساني سطحي ميتواند به Ce4+اکسید شود. حلالیت Ce در حالت اکسیدان کمتر است و لذا در ساختمان کانیهای رسی جایگزین شده و آنومالی مثبت ایجاد میکند (Laufer et al., 1984, Taunton et al., 2000).
جدول3. مقادیر نسبتهای REE در نمونههای منطقه نقدوز- زایلیک (شماره نمونهها مشابه شکل 9 میباشد)
شماره نمونه | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 |
Eu/Eu* | 93/0 | 19/1 | 09/1 | 75/1 | 77/1 | 89/1 | 03/3 | 08/4 | 56/4 | 33/2 | 74/1 |
Ce/Ce* | 09/6 | 03/4 | 07/1 | 21/1 | 83/1 | 11/1 | 35/0 | 20/0 | 16/0 | 26/0 | 53/0 |
(La/Sm)n | 19/4 | 38/10 | 38/29 | 14/10 | 75/7 | 54/18 | 74/25 | 82/46 | 51/65 | 28/2 | 30/16 |
(La/Yb)n | 11/11 | 18/18 | 94/51 | 11/7 | 30/6 | 54/14 | 97/30 | 30/30 | 95/28 | 21/1 | 22/22 |
(Tb/Yb)n | 51/1 | 16/1 | 09/1 | 38/0 | 54/0 | 48/0 | 66/0 | 66/0 | 42/0 | 68/0 | 63/0 |
totREE | 7/134 | 9/195 | 5/182 | 53/94 | 56/99 | 3/160 | 129 | 56/91 | 1/114 | 62/10 | 32/77 |
شکل12. تغییرات رفتار عناصر لیتوفیل درشت یون (LILE) در نمونههای منطقه نقدوز- زایلیک (شماره نمونهها مشابه شکل 9 میباشد)
شکل11. تغییرات رفتار عناصر نادر خاکی سبک (REE) در نمونههای منطقه نقدوز- زایلیک (شماره نمونهها مشابه شکل 9 میباشد)
شکل12. تغییرات رفتار عناصر نادر خاکی سنگین (REE) در نمونههای منطقه نقدوز- زایلیک (شماره نمونهها مشابه شکل 9 میباشد)
نتیجهگیری
مجموعه مطالعات صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمی در منطقه نقدوز- زایلیک نشان داد که سنگهای منطقه دارای طیف ترکیبی از سنگهای مافیک تا سنگهای فلسیک میباشند به‌طوری‌که سنگهای منطقه از نوع آندزیت- بازالت، داسیت، ریولیت و لیتیک توف هستند. این سنگ‌ها تحت تاثیر سیالات گرمابی قرار گرفته و دگرسان شدهاند. تاثیر دگرسانی بر روی سنگهای منطقه باعث تغییر در بافت، رنگ و ماهیت سنگ‌ها به دگرسانیهای آرژیلیک، سیلیسی و پروپلیتیک شده است. دگرسانی آرژیلیک دگرسانی فراگیر در منطقه نقدوز- زایلیک بوده و کل منطقه را به رنگ سفید کرمی درآورده است. مطالعات ژئوشیمیایی نشان‌دهنده ایجاد دگرسانی در اثر سیالات سوپرژن و هیپوژن میباشد ولی تاثیر سیالات سوپرژن به‌مراتب بیشتر از فرآیندهای هیپوژن است که نبود کانی زایی در منطقه نقدوز نیز تایید کننده این مطلب است به‌طوری‌که اگر منطقه تحت تاثیر فرآیندهای هیپوژن، دگرسان شده بود. باید این سیالات هیپوژن باعث ایجاد کانی زایی از نوع اپی ترمال و یا از نوع پورفیری می‌کرد که در منطقه نقدوز چنین کانی زایی مشاهده نشده است ولی در منطقه زایلیک شرایط متفاوت میباشد به‌طوری‌که تشکیل کانی زایی طلای اپی ترمال در ارتباط با همین دگرسانیها نشان‌دهنده تاثیر بیشتر سیالات هیپوژن کانه دار در منطقه زایلیک میباشد. در مطالعات ژئوشیمیایی مشخص گردید که مقدار SO3 در سیال بالا میباشد که این نشان‌دهنده طبیعت سولفوره سیالات دگرسان کننده میباشد. در اثر برخورد این سیال سولفور دار با سیالات جوی یا با سطح ایستابی باعث بالا رفتن شرایط اسیدی سیال شده و دگرسانی سیلیسی را در منطقه پدید آورده است که چنین مکانیسمی بیشتر در طی فرآیندهای کانی زایی اپی ترمال با سولفیداسیون بالا مشاهده میشود. بنابراین گسترش دگرسانی سیلیسی و آرژیلیک در منطقه نشان‌دهنده خاصیت فوق اسیدی سیال دگرسان کننده میباشد. از طرف دیگر پایین بودن مقدار P2O5 و LOI ، نشان‌دهنده کم بودن مواد فرار در سیال است و این خود نیز تایید کننده سیال سوپرژن در تشکیل دگرسانیهای منطقه میباشد، به‌طوری‌که اگر تاثیر سیال هیپوژن به‌مراتب بیشتر بود باید مقادیر P2O5 و LOI و میزان مواد فرار بالا می‌بود که در طی مطالعات ژئوشیمیایی این تایید نشد. بنابراین دگرسانیهای منطقه نقدوز- زایلیک، بخصوص منطقه نقدوز بیشتر در اثر سیالات سوپرژن تشکیل شده است که نداشتن منطقه بندی دگرسانی و نامنظم بودن دگرسانیها نسبت به هم، تایید کننده این مطلب می باشد.
جدول4. ضرایب همبستگی اسپیرمن بین عناصر اصلی، فرعی، جزئی و نادر خاکی در نمونههای مورد مطالعه منطقه نقدوز- زایلیک
Cr | Co | Ce | Cd | Ca | Bi | Be | Ba | As | Al | Ag | Si |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | Si |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 09/0 | Ag |
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 14/0- | 96/0- | Al |
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 43/0- | 64/0 | 35/0 | As |
|
|
|
|
|
|
| 1 | 16/0- | 65/0 | 40/0- | 63/0- | Ba |
|
|
|
|
|
| 1 | 72/0 | 29/0- | 49/0 | 45/0- | 36/0- | Be |
|
|
|
|
| 1 | 25/0 | 75/0 | 08/0- | 35/0 | 31/0- | 37/0- | Bi |
|
|
|
| 1 | 32/0 | 30/0 | 66/0 | 33/0- | 71/0 | 30/0- | 76/0- | Ca |
|
|
| 1 | 01/0- | 34/0- | 08/0- | 15/0- | 44/0 | 08/0 | 83/0 | 18/0- | Cd |
|
| 1 | 62/0 | 10/0 | 08/0- | 29/0 | 14/0 | 16/0- | 61/0 | 43/0- | 61/0- | Ce |
| 1 | 03/ | 06/0 | 97/0 | 14/0 | 25/0 | 53/0 | 24/0- | 59/0 | 24/0- | 65/0- | Co |
1 | 62/0 | 26/0- | 07/0 | 53/0 | 21/0- | 50/0- | 17/0- | 05/0- | 08/0 | 10/0 | 22/0- | Cr |
27/0- | 38/0 | 39/0 | 19/0- | 52/0 | 47/0 | 84/0 | 81/0 | 49/0- | 77/0 | 47/0- | 68/0-- | Cs |
41/0 | 38/0 | 05/0- | 57/0 | 28/0 | 06/0- | 28/0- | 04/ | 68/0 | 14/0- | 52/0 | 03/0- | Cu |
35/0 | 75/0 | 28/0 | 02/0 | 85/0 | 59/0 | 27/0 | 74/0 | 31/0- | 78/0 | 15/0- | 87/0- | Dy |
31/ | 84/0 | 30/0 | 08/0 | 92/0 | 54/0 | 38/0 | 79/0 | 28/0- | 82/0 | 19/0- | 88/00- | Ev |
18/0 | 57/0 | 46/0 | 01/0- | 69/0 | 49/0 | 42/0 | 69/0 | 44/0- | 87/0 | 15/0- | 91/0- | Eu |
08/0- | 35/0 | 50/0 | 06/0 | 50/0 | 67/0 | 22/0 | 60/0 | 30/0- | 75/0 | 0/05 | 77/0- | Gd |
51/0 | 94/0 | 15/0- | 02/0- | 92/0 | 30/0 | 28/0 | 62/0 | 09/0- | 46/0 | 33/0- | 51/0- | Fe |
26/0 | 59/0 | 53/0 | 13/0 | 71/0 | 48/0 | 15/0 | 54/0 | 38/0- | 86/0 | 006/0 | 93/0- | Hf |
02/0 | 53/0 | 20/0 | 03/0 | 66/0 | 81/0 | 31/0 | 81/0 | 14/0- | 61/0 | 19/0- | 67/0- | Ho |
31/0- | 43/0 | 34/0 | 11/0- | 54/0 | 44/0 | 93/0 | 86/0 | 41/0- | 68/0 | 46/0- | 61/0- | K |
33/- | 03/0- | 96/0 | 46/0 | 05/0 | 06/0- | 39/0 | 17/0 | 27/0- | 64/0 | 30/0 | 61/0- | La |
52/0- | 46/0- | 56/0 | 52/0 | 42/0- | 06/0- | 07/0 | 10/0- | 38/0 | 12/0 | 55/0 | 04/- | Li |
04/0 | 53/0 | 30/0 | 03/0 | 63/0 | 68/0 | 37/0 | 76/0 | 18/0- | 66/0 | 13/0- | 72/0- | Lu |
66/0 | 90/0 | 08/0- | 16/0- | 89/0 | 25/0 | 09/0 | 46/0 | 28/0- | 62/0 | 32/0- | 65/0- | Mg |
43/0 | 93/0 | 10/0 | 04/0- | 97/0 | 42/0 | 38/0 | 73/0 | 33/0- | 72/0 | 34/0- | 77/0- | Mn |
06/0- | 31/0- | 14/0- | 47/0 | 40/0- | 12/0 | 38/0- | 27/0- | 98/0 | 49/0- | 67/0 | 42/0 | Mo |
003/0 | 70/0 | 23/0 | 09/0- | 73/0 | 18/0 | 83/0 | 74/0 | 44/0- | 70/0 | 51/0- | 62/0- | Na |
27/0 | 73/0 | 40/0 | 05/0 | 85/0 | 56/0 | 29/0 | 72/0 | 38/0- | 84/0 | 15/0- | 91/0- | Nb |
13/0 | 61/0 | 26/0 | 02/0- | 72/0 | 70/0 | 33/0 | 77/0 | 25/0- | 69/0 | 19/0- | 76/0- | Nd |
69/0 | 86/0 | 27/0 | 06/0- | 76/0 | 03/0- | 12/0 | 30/0 | 09/0- | 35/0 | 30/0- | 36/0- | Ni |
11/0- | 02/0- | 72/0 | 46/0 | 12/0 | 41/0 | 03/0- | 28/0 | 08/0 | 52/0 | 54/0 | 62/0- | P |
14/0- | 06/0 | 15/0- | 18/0- | 08/0 | 25/0 | 36/0 | 45/0 | 43/0 | 15/0 | 03/-0 | 13/0- | Pb |
12/0 | 64/0 | 24/0 | 0 | 73/0 | 68/0 | 37/0 | 79/0 | 21/0- | 68/0 | 20/0- | 74/0- | Pr |
22/0- | 49/0 | 33/ | 16/0- | 60/0 | 49/0 | 88/0 | 88/0 | 43/0- | 76/0 | 48/0- | 68/- | Rb |
05/0- | 67/0- | 23/0 | 20/0 | 64/0- | 20/0- | 64/0- | 63/0- | 20/ | 27/0- | 62/0 | 19/0 | S |
20/0 | 33/0 | 03/0- | 17/0 | 24/0- | 09/- | 22/0 | 18/0 | 34/0 | 26/0 | 05/0 | 19/0- | Sb |
62/0 | 54/0 | 41/0 | 29/0 | 56/0 | 04/- | 29/0- | 01/0 | 16/0- | 64/0 | 27/0 | 71/0- | Sc |
29/0- | 27/0 | 29/0 | 13/0- | 37/0 | 51/0 | 35/0 | 52/0 | 29/0- | 55/0 | 34/0- | 47/0- | Sn |
05/0- | 32/0- | 33/0 | 64/0 | 33/0- | 07/0- | 35/0- | 20/0- | 78/0 | 09/0 | 89/0 | 01/0- | Sr |
05/0 | 53/0 | 28/0 | 0 | 66/0 | 76/0 | 31/0 | 78/0 | 17/0- | 68/0 | 13/0- | 75/0- | Sm |
35/0 | 71/0 | 48/0 | 31/0 | 77/0 | 40/0 | 15/0 | 55/0 | 19/0- | 82/0 | 07/0 | 87/0- | Ta |
03/0 | 56/0 | 29/0 | 01/0- | 67/0 | 71/0 | 38/0 | 78/0 | 25/0- | 68/0 | 20/0 | 74/0- | Tb |
38/0- | 10/0- | 96/0 | 58/0 | 04/0- | 23/0- | 36/0 | 05/0 | 15/0- | 48/0 | 40/0- | 45/0- | Th |
07/0 | 40/0- | 06/0 | 56/0 | 45/0- | 17/0- | 67/-0 | 48/0- | 78/0 | 46/0- | 86/0 | 31/0- | Ti |
02/0- | 48/0 | 26/0 | 0 | 60/0 | 73/0 | 35/0 | 77/0 | 15/0- | 60/0 | 15/0 | 66/0-- | Tm |
10/0 | 75/0 | 30/0 | 17/0 | 72/0 | 01/0- | 74/0 | 60/0 | 33/0- | 59/0 | 29/0 | 56/0- | U |
42/0 | 33/0 | 58/0 | 30/0 | 42/0 | 13/0 | 29/0- | 04/0 | 27/0- | 64/0 | 34/0 | 73/0- | V |
49/0 | 93/0 | 23/0 | 04/0 | 97/0 | 26/0 | 36/0 | 65/0 | 33/0- | 77/0 | 24/0 | 83/0- | Y |
63/0 | 96/0 | 16/0 | 06/ | 97/0 | 19/0 | 20/0 | 54/0 | 34/0- | 71/0 | 20/0- | 78/0- | Yb |
33/0 | 88/0 | 21/0 | 11/0 | 91/0 | 24/0 | 51/0 | 69/0 | 35/0- | 65/0 | 28/-0 | 69/0- | Zn |
01/0 | 17/0- | 76/0 | 73/0 | 17/0- | 38/0 | 28/0- | 37/0 | 07/0 | 12/0 | 75/0 | 23/0- | Zr |
Li | La | K | Ho | Hf | Fe | Gd | Eu | Er | Dy | Cu | Cs |
| ||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | Cs | ||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 38/0- | Cu | ||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 19/0 | 57/0 | Dy | ||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 96/0 | 24/0 | 62/0 | Er | ||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
| 1 | 183/0 | 91/0 | 09/0- | 72/0 | Eu | ||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
| 1 | 73/0 | 76/0 | 78/0 | 03/0- | 47/0 | Gd | ||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
| 1 | 32/0 | 45/0 | 80/0 | 69/0 | 46/0 | 35/0 | Fe | ||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
| 1 | 46/0 | 90/0 | 88/0 | 86/0 | 90/0 | 05/0 | 50/0 | Hf | ||||||||||||||||||||||||||||
|
|
| 1 | 78/0 | 59/0 | 86/0 | 73/0 | 86/0 | 87/0 | 22/0 | 50/0 | Ho | ||||||||||||||||||||||||||||
|
| 1 | 56/0 | 44/0 | 43/0 | 45/0 | 69/0 | 64/0 | 58/0 | 23/0- | 94//0 | K | ||||||||||||||||||||||||||||
| 1 | 44/0 | 15/0 | 50/0 | 22/0- | 46/0 | 51/0 | 25/0 | 26/0 | 26/0- | 51/0 | La | ||||||||||||||||||||||||||||
1 | 54/0 | 06/0- | 19/0 | 05/0- | 47/0- | 09/0 | 17/0- | 23/0- | 30/0- | 09/0- | 04/0 | Li | ||||||||||||||||||||||||||||
21/0- | 27/0 | 60/0 | 94/0 | 81/0 | 54/0 | 84/0 | 82/0 | 84/0 | 89/0 | 18/0 | 51/0 | Lu | ||||||||||||||||||||||||||||
47/0- | 10/0- | 30/0 | 55/0 | 65/0 | 85/0 | 44/0 | 61/0 | 79/0 | 75/0 | 21/0 | 31/0 | Mg | ||||||||||||||||||||||||||||
43/0- | 07/0 | 61/0 | 76/0 | 74/0 | 91/0 | 59/0 | 75/0 | 95/0 | 90/0 | 25/0 | 55/0 | Mn | ||||||||||||||||||||||||||||
42/0 | 27/0- | 52/0- | 19/0- | 40/0- | 17/0- | 30/0- | 53/0- | 36/0- | 39/0- | 66/0 | 59/0 | Mo | ||||||||||||||||||||||||||||
20/-0 | 29/0 | 89/0 | 41/0 | 41/0 | 66/0 | 29/0 | 61/0 | 68/0 | 56/0 | 10/0- | 83/0 | Na | ||||||||||||||||||||||||||||
21/0- | 35/0 | 58/0 | 87/0 | 94/0 | 66/0 | 85/0 | 88/0 | 96/0 | 97/0 | 15/0 | 60/0 | Nb | ||||||||||||||||||||||||||||
28/-0 | 23/0 | 59/0 | 96/0 | 85/0 | 61/0 | 86/0 | 84/0 | 90/0 | 94/0 | 18/0 | 52/0 | Nd | ||||||||||||||||||||||||||||
45/0- | 29/0- | 21/0 | 21/0 | 26/0 | 86/0 | 01/0 | 29/0 | 55/0 | 45/0 | 31/0 | 17/0 | Ni | ||||||||||||||||||||||||||||
50/0 | 66/0 | 16/0 | 49/0 | 66/0 | 11/0- | 67/0 | 53/0 | 40/0 | 49/0 | 12/0 | 27/0 | P | ||||||||||||||||||||||||||||
06/0 | 05/0- | 33/0 | 13/0 | 06/0- | 15/0 | 10/0- | 22/0 | 11/0 | 12/0 | 14/0 | 34/0 | Pb | ||||||||||||||||||||||||||||
28/0- | 20/0 | 60/0 | 96/0 | 82/0 | 65/0 | 84/0 | 81/0 | 90/0 | 92/0 | 21/0 | 51/0 | Pr | ||||||||||||||||||||||||||||
07/0- | 43/0 | 98/0 | 60/0 | 52/0 | 48/0 | 51/0 | 76/0 | 70/0 | 65/0 | 25/0- | 96/0 | Rb | ||||||||||||||||||||||||||||
38/0 | 24/0 | 62/0- | 35/0- | 07/0- | 79/0- | 07/0- | 18/0- | 51/0- | 33/0- | 13/0- | 47/0 | S | ||||||||||||||||||||||||||||
27/0 | 01/0- | 14/0 | 06/0- | 02/0- | 39/0 | 13/0- | 05/0 | 16/0 | 05/0 | 18/0 | 17/0 | Sb | ||||||||||||||||||||||||||||
06/0 | 35/0 | 07/0- | 27/0 | 73/0 | 36/0 | 48/0 | 50/0 | 54/0 | 55/0 | 19/0 | 07/0 | Sc | ||||||||||||||||||||||||||||
009/0 | 26/0 | 42/0 | 71/0 | 59/0 | 32/0 | 81/0 | 42/0 | 56/0 | 48/0 | 09/0- | 37/0 | Sn | ||||||||||||||||||||||||||||
60/0 | 24/0 | 36/0- | 07/0- | 004/0- | 32/0- | 003/0- | 10/0- | 17/0- | 11/0- | 49/0 | 33/0 | Sr | ||||||||||||||||||||||||||||
18/0- | 25/0 | 56/0 | 98/0 | 85/0 | 55/0 | 89/0 | 81/0 | 87/0 | 91/0 | 18/0 | 51/0 | Sm | ||||||||||||||||||||||||||||
05/0- | 40/0 | 41/0 | 78/0 | 92/0 | 64/0 | 82/0 | 78/0 | 90/0 | 89/0 | 30/0 | 41/0 | Ta | ||||||||||||||||||||||||||||
22/0- | 26/0 | 61/0 | 97/0 | 83/0 | 57/0 | 98/0 | 81/0 | 87/0 | 90/0 | 14/0 | 53/0 | Tb | ||||||||||||||||||||||||||||
57/0 | 95/0 | 34/0 | 01/0 | 33/0 | 28/0- | 32/0 | 32/0 | 12/0 | 09/0 | 14/0- | 36/0 | Th | ||||||||||||||||||||||||||||
36/0 | 08/0- | 69/0- | 17/0- | 19/0- | 37/0- | 15/0- | 40/0- | 36/0- | 29/0- | 60/0 | 71/0 | Ti | ||||||||||||||||||||||||||||
21/0- | 22/0 | 57/0 | 97/0 | 77/0 | 53/0 | 86/0 | 74/0 | 82/0 | 85/0 | 21/0 | 47/0 | Tm | ||||||||||||||||||||||||||||
22/0- | 30/0 | 77/0 | 35/0 | 37/0 | 68/0 | 23/0 | 52/0 | 66/0 | 51/0 | 12/0 | 64/0 | U | ||||||||||||||||||||||||||||
14/0 | 52/0 | 02/0- | 37/0 | 81/0 | 13/0 | 64/0 | 58/0 | 51/0 | 59/0 | 05/0 | 14/0 | V | ||||||||||||||||||||||||||||
38/0- | 21/0 | 59/0 | 64/0 | 74/0 | 86/0 | 50/0 | 78/0 | 92/0 | 87/0 | 26/0 | 59/0 | Y | ||||||||||||||||||||||||||||
43/0- | 12/0 | 45/0 | 58/0 | 73/0 | 87/0 | 47/0 | 71/0 | 89/0 | 84/0 | 31/0 | 45/0 | Yb | ||||||||||||||||||||||||||||
30/0- | 17/0 | 69/0 | 55/0 | 56/0 | 83/0 | 37/0 | 62/0 | 84/0 | 73/0 | 24/0 | 64/0 | Zn | ||||||||||||||||||||||||||||
41/0 | 66/0 | 23/0- | 10/0- | 26/0 | 38/0- | 18/0 | 08/0 | 04/0- | 001/0 | 20/0 | 20/0 | Zr | ||||||||||||||||||||||||||||
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Pr | Pb | P | Ni | Nd | Nb | Na | Mo | Mn | Mg | Lu |
| |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | Lu | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 56/0 | Mg | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 89/0 | 76/0 | Mn | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
| 1 | 41/0- | 34/0- | 24/0- | Mo | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
| 1 | 55/0- | 74/0 | 55/0 | 45/0 | Na | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
| 1 | 58/0 | 43/0- | 88/0 | 72/0 | 85/0 | Nb | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
| 1 | 92/0 | 49/0 | 31/0- | 83/0 | 64/0 | 98/0 | Nd | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
| 1 | 30/0 | 38/0 | 56/0 | 16/0- | 73/0 | 87/0 | 24/0 | Ni | |||||||||||||||||||||||||||||
|
| 1 | 35/0- | 46/0 | 53/0 | 07/0- | 08/0 | 13/0 | 02/0- | 47/0 | P | |||||||||||||||||||||||||||||
| 1 | 03/0 | 16/0 | 12/0 | 01/0 | 27/0 | 29/0 | 11/0 | 11/0 | 16/0 | Pb | |||||||||||||||||||||||||||||
1 | 13/0 | 41/0 | 35/0 | 99/0 | 90/0 | 52/0 | 28/0- | 84/0 | 66/0 | 98/0 | Pr | |||||||||||||||||||||||||||||
65/0 | 36/0 | 19/0 | 29/0 | 64/0 | 65/0 | 89/0 | 55/0- | 67/0 | 41/0 | 64/0 | Rb | |||||||||||||||||||||||||||||
41/0- | 15/0- | 45/0 | 66/0- | 34/0- | 33/0- | 79/0 | 27/0 | 66/0- | 51/0- | 30/0- | S | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
| |||||||||||||||||||||||||||||
Pr | Pb | P | Ni | Nd | Nb | Na | Mo | Mn | Mg | Lu |
| |||||||||||||||||||||||||||||
0 | 47/0 | 13/0- | 62/0 | 04/-0 | 01/0- | 32/0 | 27/0 | 23/0 | 39/0 | 01/0- | Sb | |||||||||||||||||||||||||||||
34/0 | 14/0- | 46/0 | 44/0 | 36/0 | 59/0 | 13/0 | 15/0- | 48/0 | 66/0 | 30/0 | Sc | |||||||||||||||||||||||||||||
70/0 | 11/0- | 23/0 | 06/0 | 68/0 | 59/0 | 34/0 | 26/0- | 49/0 | 38/0 | 68/0 | Sn | |||||||||||||||||||||||||||||
13/0- | 32/0 | 59/0 | 33/0 | 11/0- | 14/0- | 49/0- | 78/0 | 34/0- | 31/0- | 04/0- | Sr | |||||||||||||||||||||||||||||
97/0 | 15/0 | 55/0 | 21/0 | 98/0 | 90/0 | 42/0 | 23/0- | 76/0 | 57/0 | 97/0 | Sm | |||||||||||||||||||||||||||||
84/0 | 06/0- | 56/0 | 45/0 | 84/0 | 90/0 | 44/0 | 22/0- | 81/0 | 73/0 | 82/0 | Ta | |||||||||||||||||||||||||||||
99/0 | 09/0- | 46/0 | 24/0 | 99/0 | 89/0 | 48/0 | 30/0- | 79/0 | 58/0 | 98/0 | Tb | |||||||||||||||||||||||||||||
07/0 | 11/0- | 57/0 | 37/0- | 08/0 | 21/0 | 23/0 | 14/0- | 05/0- | 25/0- | 13/0 | Th | |||||||||||||||||||||||||||||
26/0- | 01/0- | 36/0 | 39/0- | 25/0- | 31/0- | 78/0- | 83/0 | 48/0- | 41/0- | 20/0- | Ti | |||||||||||||||||||||||||||||
97/0 | 12/0 | 48/0 | 16/0 | 97/0 | 84/0 | 41/0 | 20/- | 73/0 | 50/0 | 98/0 | Tm | |||||||||||||||||||||||||||||
49/0 | 12/0 | 09/0- | 57/0 | 45/0 | 54/0 | 92/0 | 42/0- | 73/0 | 51/0 | 43/0 | U | |||||||||||||||||||||||||||||
38/0 | 28/0- | 72/0 | 08/0 | 44/0 | 65/0 | 005/0 | 24/0- | 36/0 | 42/0 | 380 | V | |||||||||||||||||||||||||||||
74/0 | 16/0 | 20/0 | 72/0 | 73/0 | 86/0 | 76/0 | 42/0- | 95/0 | 86/0 | 66/0 | Y | |||||||||||||||||||||||||||||
69/0 | 04/0 | 16/0 | 77/0 | 68/0 | 84/0 | 67/0 | 41/0- | 94/0 | 90/0 | 59/0 | Yb | |||||||||||||||||||||||||||||
61/0 | 04/0 | 11/0 | 62/0 | 59/0 | 75/0 | 84/0 | 43/0 | 87/0 | 65/0 | 51/0 | Zn | |||||||||||||||||||||||||||||
07/0- | 37/0- | 62/0 | 43/0- | 04/0- | 09/0 | 29/- | 13/0 | 22/0- | 29/0- | 01/0- | Zr | |||||||||||||||||||||||||||||
Ti | Th | Tb | Ta | Sm | Sr | Sn | Sc | Sb | S | Rb |
| |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | Rb | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 60/- | S | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
| 1 | 32/0- | 21/0 | Sb | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
| 1 | 25/0 | 14/0 | 04/0 | Sc | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
| 1 | 21/0 | 07/0- | 33/0- | 45/0 | Sn | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
| 1 | 25/0- | 19/0 | 18/0 | 60/0 | 36/0- | Sr | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
| 1 | 02/0- | 70/0 | 35/0 | 05/0- | 28/0- | 62/0 | Sm | |||||||||||||||||||||||||||||
|
|
| 1 | 83/0 | 04/0 | 59/0 | 72/0 | 20/0 | 23/0- | 49/0 | Ta | |||||||||||||||||||||||||||||
|
| 1 | 82/0 | 98/0 | 12/0- | 74/0 | 31/0 | 06/0- | 35/0- | 66/0 | Tb | |||||||||||||||||||||||||||||
| 1 | 12/0 | 26/0 | 10/0 | 29/0 | 18/0 | 23/0 | 10/0- | 23/0 | 29/0 | Th | |||||||||||||||||||||||||||||
| 02/0 | 26/0- | 11/0- | 17/0- | 85/0 | 31/0- | 05/0 | 09/0- | 65/0 | 71/0- | Ti | |||||||||||||||||||||||||||||
16/0- | 10/0 | 98/0 | 78/0 | 98/0 | 05/0- | 73/0 | 23/0 | 11/0- | 31/0- | 60/0 | Tm | |||||||||||||||||||||||||||||
60/0- | 31/0 | 45/0 | 47/0 | 36/0 | 39/0- | 27/0 | 15/0 | 25/0 | 77/0- | 74/0 | U | |||||||||||||||||||||||||||||
13/0 | 39/0 | 40/0 | 71/0 | 45/0 | 24/0 | 24/0 | 89/0 | 06/0 | 36/0 | 06/0 | V | |||||||||||||||||||||||||||||
44/0- | 08/0 | 67/0 | 80/0 | 67/0 | 25/0- | 35/0 | 59/0 | 28/0 | 56/0- | 66/0 | Y | |||||||||||||||||||||||||||||
38/0- | 01/0 | 62/0 | 80/0 | 61/0 | 26/0- | 29/0 | 66/0 | 24/0 | 52/0- | 52/0 | Yb | |||||||||||||||||||||||||||||
51/0- | 12/0 | 56/0 | 63/0 | 53/0 | 36/0- | 23/0 | 34/0 | 18/0 | 71/0- | 70/0 | Zn | |||||||||||||||||||||||||||||
53/0 | 75/0 | 04/0- | 22/0 | 02/0- | 55/0 | 07/0- | 39/0 | 32/0- | 60/0 | 27/0- | Zr | |||||||||||||||||||||||||||||
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Zr | Zn | Yb | Y | V | U | Tm |
| |||||||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
| 1 | Tm | |||||||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
| 1 | 38/0 | U | |||||||||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
| 1 | 007/0 | 34/0 | V | |||||||||||||||||||||||||||||||||
|
|
| 1 | 46/0 | 75/0 | 61/0 | Y | |||||||||||||||||||||||||||||||||
|
| 1 | 98/0 | 52/0 | 69/0 | 54/0 | Yb | |||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1 | 87/0 | 89/0 | 26/0 | 85/0 | 50/0 | Zn | |||||||||||||||||||||||||||||||||
1 | 10/0- | 04/0- | 07/0- | 58/0 | 08/0- | 02/0- | Zr | |||||||||||||||||||||||||||||||||
منابع
اسدی، ن.، همکاران، 1389. بررسي ويژگيهاي دگرساني در محدوده آبترش-يوزباشي چاي و تحليل رفتار ژئوشيميايي عناصر(اصلي و كمياب) در محيط دگرساني، پترولوژي، سال اول، شماره سوم، 28-11 .##باباخانی، ع.و لسکویه، ج.، دیو.، 1369. شرح نقشه زمینشناسی چهارگوش اهر، 1:250000، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور. ##حسین زاده، م.ر.، مغفوری، س.، موید، م. و فرید اصل، و.، 1395. معرفی کانسار مس ماری به‌عنوان یک ذخیره چینه کران نوع مانتو در پهنه طارم، شمال غرب ایران، فصلنامه زمینشناسی ایران، 10، 38، 17-37. ##ظفرزاده، م.، موسیوند، ف.، رمضانی اومالی، ر. و مهدوی، ا.، 1401. الگوی تشکیل کانسار دو چیله، شرق میامی؛ بر پایه شواهد زمینشناسی، کانیشناسی و ژئوشیمیایی، فصلنامه زمین نشناسی ایران، 16 ، 64 ، 1-15. ##قدیم‌زاده، ح.، مهرپرتو، م. و محمدی، ب.،1382. پروژه اکتشافات نیمه تفصیلی-تفضیلی طلا در محدوده اکتشافی صفی خانلو-نقدوز (جنوب شرق اهر)، سازمان زمینشناسی و اکتشاف معدنی تبریز. ##قدیم‌زاده، ح.، مهرپرتو، م. و محمدی، ب.، 1383. زايش طلا در محدوده اكتشافي صفي خانلو-نقدوز (جنوب خاوري اهر)، هشتمین همایش انجمن زمینشناسی ایران. ##مغفوری، س.، موحدنیا، م. و حسین زاده، م.ر.، 1398. زمینشناسی، ژئوشیمی و الگوی تشکیل کانه زایی آهن در توالی آتشفشانی-رسوبی ژوراسیک کانسار داش آغل، شمال شرق بوکان، پهنه سنندج-سیرجان، فصلنامه زمینشناسی ایران، 13، 50، 75ـ 88## مهدوی، م.، امینی فضل، ع.، علوی تهرانی، ن.، 1356. نقشه زمینشناسی 100000/1، سازمان زمینشناسی کشور. ##نوروزی، ا. و مهرپرتو، م.، 1384. بررسی تیپ ژنتیکی و کانیسازی ذخیره طلای اپیترمال واقع در رگه سیلیسی شماره 3 روستای زاگلیگ- اهر، بیست و چهارمین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور. ##Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P. and Meyer,P., 2011. Zagros orogeny: a subduction dominated process, Geological Magazine.:1 - 34. ##Arslan M., Kadir S., Abdioglu E. and Kolayli H., 2003. Origin and formation of kaolin minerals in saprolite of Tertiary alkaline volcanic rocks Northern Main, Economic Geology 11 391-415. ##Barnett, M. jarding, P.M., Brook, S. C. and Selim. H. M., 2000. Adsorption and transport of U (VI) in subsurfsce Media. Soil Science Socirty of American Journal 68, 908-914. ##Dill H., Bosse R., Henning H. and Fricke A, 1997. Mineralogical and chemical variations in hypogene and supergene kaolin deposits in a mobile fold belt the Central Andes of northwestern Peru. Mineralium Deposita, 32, 149-163. ##Fulignati, P., Gioncada, A. and Sbrana, A., 1999. Rareelement (REE) behaviour in the alteration facies of the active magmatic-hydrothermal system of Vulcano (Aeolian Islands, Italy), Journal of Volcanology and Geothermal Research, 88 325-342. ##Gouveia, M. A., M. I. Prudencio, M. O. Figtueiredo, L. C. J. Pereira, J. C. Waerrnborgh, I. Morgado, T. Pena, and A. Lopes, 1993. Behaviour of REE and other trace and major elements during weathering of granitic rocks, Evora, Portugal [J]: Chemical Geolology, 107, 293–296. ##Henderson P, 1984. Rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam, 510. ##John, T., Kelmed. R., Carl, J. G. and Schonberg. D. G., 2008. Trace element mobilization in slab due to non steady- state fluid rock interaction: Constrations formation eclogite- Facies transport Vein in bluechist (Tianshan, China). Lithos 10, 31-24. ##Karakaya N., 2009. REE and HFS element behaviour in the alteration facies of the ErenlerDaglVolcanics (Konya, Turkey) and kaoliniteoccurrence", Journal of Geochemical Exploration 101 185-208. ##Laufer F., Yariv S., Steinberg M., 1984. The adsorption of quadrivalent cerium by kaolinite, Clay Minerals 19. 137-149. ##Maiza P. J., Pieroni D. and Marfil S. A., 2003. Geochemistry of hydrothermal kaolins in the SE area of Los Menucos, Province of Rlo Negro, Argentina", In: Dominguez, E. A., Mas, G. R., Cravero, F. (Eds.), 2001, A Clay Odyssey. Elsevier, Amsterdam 123-130. ##Maynard, J.B., 1983. Geochemistry of sedimentary ore deposits, Springer 305. ##Muchangos, A. C., 2006. The mobility of rare earth and other elements in process of alteration of rhyolitic rocks to bentonite (Lebombo Volcanic Mountainous Chain, Mozambigue), Journal of Geochemical Exploration, 88 300-303. ##Mutakyahwa, M. K. D., Ikingura, J. R. and Mruima, A. H., 2000. Geology and geochemistry of bauxite deposits in Lushoto district, Usambara Vill Marie Quebe, Canada. Geochimica et Cosmochimica Acta 64,2199-2220. ##Nessbitt, H. W. and Young, G. M. 1984. Early proterozoic climate and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature 299: 715-717. ##Panahi A., Young G.M. and Rainbird R.H., 2000. Behavior of major and trace elements including REE during Paleoproterozoic pedogenesis and diagenetic alteration of an Archean granite near Ville Marie, Quebec, Canada", Geochimica et Cosmochimica Acta 64 2199–2220. ##Plank, T. and Langmuir, C. H., 1988. The chemical composition of subducting sediment And its consequence for the crust and mantle. Chemical Geology 145,325-394. ##Rollinson, H.R., 1993. Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation, Longman Scientific and Technical, London. Şengör, A.M.C., Görür, N. & Saroglu, F., 1985. “Strike slip faulting and related basin formation in zones of tectonic escape: Turkey as a case study, In: Biddle T.R., Christie-Blick N. (Eds.), Strike-slip Deformation, Basin formation and Sedimentation. Soc. Econ. Paleontol. Min. Spec. Publ., 37: 227-264. ##Salvis., Williams-Jones A. E., 1996. The role of hydrothermal processes in concentrating highfield strength elements in the Strange Lake peralkaline complex, northeastern Canada", Geochimica et CosmochimicaActa 60 1917-1932. ##Shelley, D., 1993. Igneous and metamorphic rocks under the microscope, Chapman and Hall. ##Taboada. T., Cortizas, A. M., Gscia, C. and Garcia-Rodeja, F., 2006. U and Thweathering and pedogenetic profile devovloped on granitic rock form NW Spain Science of the total Environmental, 356,.192-206. ##Taunton A. E., Welch S. A. and Banfield J. F., 2000. Geomicrobiological controls on light rare earth element, Y and Ba distribution during granite weathering and soil formation", Journal of Alloys and Compounds 303-304 30-36. ##Van der Weijden, C. H. and R. D. Van der Weijden, 1995. Mobility of major, minor and some redox-sensitive trace elements and rare earth elements during weathering of four granitoids in central Portugal [J]: Chemical Geolology 125, 149–168. ##Wood, D. A., 2006. Rare element systematic of acidic maters from the Taupo volcanic zone Newzealand Journal of Geochemical exploration, 99,424-427.##
Geology, Alteration, Geochemistry and Element distribution in Alteration Zones of Nughdoz- Zaylik Area, Arasbaran Magmatic Zone
M. R. Hosseinzadeh1*, S. Maghfouri2, M. Moayyed1, Z. Hadavi Chaharborj1, N. Amel1 , M. Movahednia2, A. Ravan Khah3
1 Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, Tabriz University, Tabriz, Iran
2 Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Mohaghegh Ardabili, Adabil, Iran
Abstract
The study area is located in 25 km SE of Ahar and 40 km NW of Meshkin-Shahr around Naqadouz village. Hydrothermal alteration has resulted in the developing of Argillic, Argillic - Silicic, Silicic and propilitic zones in this area. Based on petrographic studies, the altered rocks are basaltic andesite, andesite, dacite, rhyolite and lithic tuff in composition, with porphyry, glomeroporphyry, hyalomicrolithic and microlithic porphyric textures. The XRD analysis of altered samples show cristobalite, natrilite, kaolinite, quartz, albite, sanidine and orthoclase as the main minerals. Geochemical studies indicate that the alteration fluid has hydrothermal source and supergene processes are more important than hypogene processes. In this study, we use the immobile element method to calculate mass-changes and trace elements transmission amount during hydrothermal alteration. The Eu/Eu* ratio is higher in altered samples than relatively unaltered samples and the ratio of Ce/Ce* is more than 1for the relatively unaltered and most altered samples. The ratio of (La/Yb) n indicated that the depletion of HREE in altered samples is more than LREE, and LREE enrichment can increase this ratio. The lower ratio of (Tb/Yb) n in altered than unaltered samples indicate less depletion of HREE relative to MREE. Considering the distribution pattern of REE’s in alteration zones, it seems that the behavior of elements are controlled by pH, T & P changes, Eh, preferred absorption by clayey and iron oxide minerals and ligands frequency including SO2-4 , PO4+3 , CI-, F-, CO2-3 .
Keywords: Geochemistry, Alteration, Element distribution, Nughdoz- Zaylik Area, Arasbaran zone.
* Corresponding author: M. R. Hosseinzadeh; E-mail: mr-hosseinzadeh@tabrizu.ac.ir
[1] * نویسنده مرتبط: mr-hosseinzadeh@tabrizu.ac.ir
