سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی لکوگرانیت‌های مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم (خاور لوت)

مقدمه

توصیف روند دگرگونی سنگ‌کرة قاره‌ای در یک منطقه از موضوعات مهم در بررسی‌های سنگ‌شناسی، زمین‌شیمی و ژئوفیزیک است که نیازمند طراحی الگو‌های زمین‌پویا با به‌کارگیری همة داده‌ها در یک منطقه است. به‌طور کلی، رخنمون‌های پی‌سنگ کهن ایران به سه گروه بزرگ دسته‌بندی می‌شوند:

گروه نخست سنگ‌های گرانیتی و میگماتیت‌هایی هستند که همزمان با رویداد کوهزایی کاتانگایی و سخت‌شدن پی‌سنگ اولیه در گندوانا پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، از گونة سنگ‌های آذرین درونیِ همزمان با کوهزایی و از سری کالک‌آلکالن به‌شمار می‌روند.

گروه دوم سنگ‌های گرانیتی پس از کوهزاییِ سری سنگی آلکالن هستند.

گروه سوم سنگ‌های هم‌ارز بیرونی گرانیت‌های آلکالن هستند که در زیر و همراه با سنگ‌های کامبرین پسین هستند و نشان‌دهندۀ کشیدگی پوستۀ قاره‌ای ایران در یک یا چند فاز کششی هستند (Aghanabati, 2004; Johnson et al., 2011).

شواهد زمین‌زمان‌سنجی زیرکن به روش U–Pb در خاور بلوک لوت نشان می‌دهند پی‌سنگ این ناحیه بخشی از پوستۀ نئوپروتروزوییک به کرانۀ شمالی گندوانا و سپر عربی–نوبی است (Collins and Pisarevsky, 2005; Johnson et al., 2011). دگرگونی تکتونوماگمایی این سامانه با فرورانش درون‌اقیانوسی و پیدایش کمان‌های ماگمایی و پهنه‌های پشت‌کمانی نزدیک به ۸۷۰ تا ۷۰۰ میلیون سال پیش آغاز شده است و سپس با برخورد و پیوستن تراس‌های کمانی–اقیانوسی و بسته‌شدن پهنه‌های اقیانوسی در بازۀ زمانی ۸۰۰ تا ۶۵۰ میلیون سال پیش ادامه یافته است که در پایان به دگرگونی کوهزایی پان‌آفریقایی و رشد پوستۀ قاره‌ای جوان در کرانۀ شمالی گندوانا انجامیده است (Johnson et al., 2011). در خاور دشت لوت نیز حضور زیرکن‌های بازمانده با سن‌های نزدیک به ۶۰۰ تا ۹۰۰ میلیون سال پیش در گرانیت‌ها و سنگ‌های دگرگونی نشان می‌دهد بخش‌هایی از این پی‌سنگ نئوپروتروزوییک در زیر بلوک لوت بجا مانده است و در رویدادهای زمین‏‌ساختی پسین در ایران مرکزی در ماگماهای جوان‌تر بازکار[1] شده‌اند (Zarrinkoub et al., 2012; Mazhari et al., 2024). سپس برخورد پایانی میان قطعات بزرگ خاوری و باختری گندوانا، همراه با جدایش و فرار زمین‏‌ساختی، لغزش و شکستگی گسلی، لایه‌لایه‌شدن و گسترش (۵۵۰ تا ۶۳۰ میلیون سال پیش) با پیدایش جدید پوستۀ قاره‌ای دنبال شده است (Avigad and Gvirtzman, 2009; Genna et al., 2002; Johnson et al., 2011; Johnson and Woldehaimanot, 2003; Kamal et al., 2013; Kröner et al., 1987; Stern, 1994a; Stern, 1994b; Stern and Johnson, 2010). در بخش خاوری لوت، بلورهای زیرکن جداشده از سنگ‌های آذرین منطقه بیارجمند-چاه جم به روش اورانیم-سرب سنی نزدیک به ۵۳۰ تا ۵۵۰ میلیون سال پیش را نشان می‌دهند (Shafaii Moghadam et al., 2013).

به باور پژوهشگرانِ سازمان زمین‌شناسی و پی‌جویی‌های معدنی کشور در نخستین بررسی‌های مدون در مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم در سال ۱۳۴۹ و ۱۳۵۰، مجموعة ده‌سلم به دو بخش اصلی کهن مربوط به پی‌سنگ قدیمی و مجموعة دگرگونی ناحیه‌ای جدیدتر دسته‌بندی می‌شود که سن دگرگونی ناحیه‌ای پس از ژوراسیک میانی بوده است (Stöcklin et al., 1972). بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجی به روش Rb-Sr، سن دو نمونه از سنگ‌های دگرگونی منطقه را به‌ترتیب ۱۰±۲۰۹ و ۲±۲۰۶ میلیون سال پیش نشان می‌دهند (Reyer and Mohafez, 1972). بر این پایه، فاز کوهزایی کیمرین پسین (ژوراسیک میانی) بلوک لوت با بروز بالاآمدگی گسترده، تغییرات رخساره‌ای پرشتاب، چین‌خوردگی شدید لایه‌ها و دگرگونی سنگ‌ها همراه بوده است و نشان‌دهندۀ حاکمیت یک رژیم زمین‏‌ساختی فشاری به‌شدت فعال در ژوراسیک میانی در پهنۀ ایران مرکزی است (Stöcklin, 1968; Berberian and King, 1981; Alavi, 1994). شواهد میدانی و چینه‌شناسی در خاور و جنوب‌خاوری ایران گویای ناپیوستگی‌های فرسایشی منطقه‌ای، تغییرات جانبی و عمودی رخساره‌ها، و دگرریختی و دگرگونی سنگ‌های مزوزوییک هستند که همگی با فعالیت فاز کوهزایی کیمرین و بازسازی دوبارة پهنه‌های رسوبی و پهنه‌های ساختاری در دشت لوت همخوانی دارند (Tirrul et al., 1983; Zarrinkoub et al., 2012).

بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجیِ اسماعیلی (Esmaili, 2001) روی تودة گرانیتی شاه‌کوه، سن‌هایی نزدیک به ۱۵۰ تا ۱۷۰ میلیون سال پیش را نشان می‌دهد. بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجیِ محمودی و همکاران (Mahmoudi et al., 2010) بر پایۀ زیرکن‌های درون لکوگرانیت‌های خاور مجموعة ده‌سلم سنی نزدیک به ۳/۷±۱۷۱ میلیون سال پیش را نشان داد. زمین‌زمان‌سنجی توده شاه‌کوه نیز سنی نزدیک به ۹/۱±۵/۱۷۳ میلیون سال پیش را نشان داد و گرانیت‌های بخش مرکزی توده نیز سن ۱±۱۶۳ میلیون سال پیش را نشان دادند (Mahmoudi et al., 2010). در این پژوهش تلاش شده است وابستگی گرانیت‌زایی با پی‌سنگ مجموعة دگرگونی ده‌سلم که نشانه‌هایی از دگرگونی درجه بالا دارد بررسی شوند و بر پایة آن، به بررسی روند دگرگونی در این بخش از پوستۀ قاره‌ای ایران پرداخته شود.

روش انجام پژوهش

مجموعه‌ای از نمونه‌های برگزیده به نمایندگی از واحدهای گرانیتوییدی و سنگ‌های میزبان میگماتیتی آنها در کرانۀ خاوری مجموعة ده‌سلم گرد‌آوری شد. برای انجام بررسی‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های آذرین منطقه، شمار ۵ نمونه از سنگ‌های گرانیتی بر پایۀ کمترین دگرسانی و تنوع ترکیب کانی‌شناسی برگزیده شدند و برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای اصلی و کمیاب در آزمایشگاه شرکت مطالعات معدنی زرآزرما به روش XRF و ICP-OES تجزیه شدند. همچنین، از داده‌های محمودی و همکاران (Mahmoudi et al., 2010) بهره گرفته شده است. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی سنگ‌های منطقه در جدول‌های ۱ و ۲ آورده شده‌اند.

جدول ۱. داده‌های تجزیة شیمیایی (به روش XRF) اکسیدهای عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) لکوگرانیت‌های مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم.

Table 1. Chemical data (XRF method) of major elements’ oxides (in wt%) in leucogranites of the Deh-Salm metamorphic igneous complex.

جدول ۲. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی عنصرهای کمیاب (بر پایة ppm) لکوگرانیت‌های مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم.

Table 2. Chemical data (ICP-OES method) of trace elements (in ppm) in leucogranites of the Deh-Salm metamorphic igneous complex.

تجزیه و بررسی‌های سنگ‌نگاری با به‌کارگیری میکروسکوپ نوری گذری و بازتابی برای شناسایی مجموعه‌های کانیایی، بافت‌ها، ویژگی‌های پهنه‌بندی و توالی‌های تبلور در دانشگاه خوارزمی تهران انجام شد. شیمی کانی‌های تورمالین، گارنت، بیوتیت و مسکوویت (جدول‌های 3 و 4) با به‌کارگیری تجزیه و بررسی‌های ریزکاو الکترونی در دانشگاه اسلو کشور نروژ به‌دست آورده شدند و نمودارهای رده‌بندی آنها ترسیم شد.

دانه‌های زیرکن با به‌کارگیری روش‌های استاندارد مایع سنگین و مغناطیسی جدا شدند. تصویربرداری کاتدولومینسانس برای شناسایی ساختارهای درونی، هسته‌های بازمانده و پهنه‌بندی نوسانی ماگمایی انجام شد. سن زیرکن U-Pb با به‌کارگیری TIMS به‌دست آمد و نمودارهای کنکوردیا برای تفسیر سن تبلور و بازمانده تهیه شدند. این داده‌ها (جدول 5) نیز در دانشکدة علوم زمین دانشگاه اسلو در کشور نروژ به‌دست آمده‌اند.

این روش‌های تحلیلی ترکیبی، تفسیر قوی از خاستگاه مذاب، شرایط دگرگونی و زمینة زمین‌پویا را ممکن می‌کنند.

زمین‌شناسی عمومی

منطقة بررسی‌شده در باختر شهرستان نهبندان و شمال‌خاور روستای ده‌سلم میان عرض‌های جغرافیایی '۲۴°۳۱ و '۱۸°۳۱ شمالی و طول‌های جغرافیایی '۴۰°۵۹ تا '۳۴°۵۹ خاوری جای دارد (شکل ۱). کمپلکس ده‌سلم به صورت رشته‌کوهی نه‌چندان مرتفع با روند اصلی شمالی-جنوبی است که در بخش شمالی، به دامنه‌های ارتفاعات تودة گرانیتی شاه‌کوه می‌رسد (Mahmoudi, 2009). مجموعة میگماتیتی و گرانیت‌های یادشده در خاور کمپلکس دگرگونی ده‌سلم جای دارند.

در نقشه‌های ۱:۱۰۰۰۰۰۰ شرکت ملی نفت ایران و ۱:۲۵۰۰۰۰ سازمان زمین‌شناسی و پی‌جویی‌های معدنی کشور در منطقه ده‌سلم، شکستگی‌هایی موازیِ یکدیگر در راستای شمالی-جنوبی دیده می‌شوند که گسل نهبندان نامیده می‌شوند. درازای این گسل نزدیک به ۷۵۰ کیلومتر است و به باور نبوی (Nabavi, 1976)، این گسل در جنوب خمیدگی دارد که این گسل را به‌سوی خاور منحرف کرده است (مرز ایران و پاکستان) و در شمال به سوی باختر گرایش داده است. این گسل در واقع مرز جداکنندة بلوک لوت از پهنة فلیش و آمیزه‌های افیولیتی خاور ایران است. این گسل در کرانۀ شمال‌خاور لوت به‌سوی باختر خمیده است و شاخه خاوری آن تا عرض ۳۴ درجه شمالی نیز کشیده شده است.

جدول ۳. داده‌های تجزیه شیمیایی ریزکاو الکترونی دقیق (EPMA) برای کانی‌های گارنت، بیوتیت و مسکوویت در بخش‌های میگماتیتیِ همراه با توده‌های گرانیت خاور کمپلکس ده‌سلم. مقدارهای کاتیونی (در محاسبات استوکیومتری آهن کل به‌کار برده شده است).

Table 3. Precise chemical analysis (EPMA) of garnet, biotite and muscovite minerals in migmatite sections associated with granite masses east of the Deh-Salm Complex. Cation values (Total iron was used in stoichiometric calculations).

* DL: detection limit

جدول ۳. ادامه.

Table 3. Continued.

جدول ۴. داده‌های تجزیه شیمیایی ریزکاو الکترونی دقیق (EPMA) برای کانی‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار (در محاسبات استوکیومتری آهن کل به‌کار برده شده است).

Table 4. Precise chemical analysis (EPMA) of plagioclase and alkali feldspar minerals (Total iron was used in stoichiometric calculations).

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

جدول 5. داده‌های تجزیه شیمیایی ایزوتوپی ایزوتوپ‌های اورانیوم، توریم و سرب در نمونه‌های گرانیتوییدی خاور ده‌سلم.

Table 5. U–Pb and Th–Pb isotopic chemical analysis data for the granitoid samples from the eastern Deh-Salm complex.

سنگ‌های آذرین این مجموعه دربردارندۀ تودة گرانیت شاه‌کوه هستند که در شمال منطقه جای دارند. این توده یک گرانیت بیوتیت‌دار است و با ریخت‌شناسی کاملاً مرتفع از سنگ‌های پیرامون شناخته می‌شود. در بخش درونی مجموعة دگرگونی ده‌سلم و موازی با روندهای اصلی جهت‌یافتگی دگرگونی ده‌سلم توده‌های گرانیتی دیده می‌شود. ریخت‌شناسی این توده‌ها ارتفاع بیشتری نسبت به سنگ‌های پیرامون دارد. نمونه‌ها در برخی بخش‌ها بافت میلونیتی دارند و در مقاطع میکروسکوپی بافت گنیسی از خود نشان می‌دهند. این توده‌ها گاه بسیار هوازده و دگرریخت هستند. بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجی انجام‌شده نشان می‌دهد واپسین فعالیت‌های ماگمایی در ارتباط با سنگ‌های گرانیتی در بازۀ زمانی کوتاهی از ۱۶۳ تا ۱۶۶ میلیون سال پیش روی داده است و دگرگونی همزمان با فعالیت‌های ماگماتیسم منطقه را به‌دنبال داشته است (Mahmoudi, 2009).

سومین واحد آذرین در مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم گرانیت‌های خاور و جنوب‌خاور این منطقه هستند. بیشتر این توده‌ها دگرسان شده‌اند و ریخت‌شناسی کمابیش همواری در برابر زمین‌های پیرامون خود دارند. کانی‌های اصلی سازندة آنها کوارتز و آلکالی‌فلدسپار هستند و میکای سفید به صورت کانی فرعی دیده می‌شود.

گرانیت‌های خاور ده‌سلم

ریخت‌شناسی رخنمون‌های توده‌های آذرین خاور مجموعة ده‌سلم بر خلاف تودة اصلی شاه‌کوه و توده‌های گرانیتی درون مجموعة ده‌سلم، کمابیش هموار و ملایم است و بیشتر به‌صورت تپه‌ماهورهای هوازده دیده می‌شود تا جایی‌که در نخستین گزارش‌ها (Stöcklin et al., 1972) به نام واحدهای گنایسی خاور مجموعة اصلی و بخشی از سنگ‌های دگرگونی مجموعة ده‌سلم گزارش شده‌اند. در بخش‌هایی از کرانۀ خاوری کمپلکس دگرگونی رخنمون‌هایی از سنگ‌های میگماتیتی دیده می‌شوند که در مقاطع میکروسکوپی و رخنمون‌های صحرایی نشانه‌هایی از ذوب‌بخشی سنگ دگرگونی درجه بالا در آنها دیده می‌شود (شکل 2-A) که تأثیر دگرگونی دما-فشار بالا در این سنگ‌ها را گوشزد می‌کند. این ویژگی وجود فازهای دگرگونی دما و فشار بالا در کرانۀ خاوری لوت را محتمل کرده است. روابط چینه‌شناسی نشان می‌دهد بخش‌های یادشده در پایین‌ترین بخش از مجموعة دگرگونی جای دارند (شکل 2-B).

شکل ۱. نقشة زمین‌شناسی بخشی از مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم (برگرفته از محمودی (Mahmoudi, 2009)).

Figure 1. Geological map of part of the Deh-Salm igneous-metamorphic complex (After Mahmoudi, 2009).

بحث

بررسی‌های سنگ‌نگاری در توده‌های آذرین خاور مجموعة دگرگونی ده‌سلم نشان می‌دهد در رده‌بندی سنگ‌نگاری اشتریکایزن، این سنگ‌ها کوارتزمونزونیت، کوارتزسینیت و سینوگرانیت هستند. به‌طور کلی، بافت‌های تمام‌بلورین در این سنگ‌ها غالب هستند و در برخی نمونه‌ها بافت‌های پگماتیتی، میکروگرافیک نیز به‌صورت اندک و پهنه‌ای دیده می‌شوند. کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپارها هستند و تورمالین فراوان‌ترین کانی فرعی آنها به‌شمار می‌رود.

کوارتزمونزودیوریت‌ها در مقاطع میکروسکوپی دارای ۵۵ تا ۶۰ درصدحجمی پلاژیوکلاز، ۱۰ تا ۱۵ درصدحجمی کوارتز و ۲۵ تا ۳۰ درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار است. همچنین، کانی‌های فرعی دربردارندۀ بیوتیت، مسکوویت فراوان و آمفیبول از گونة هورنبلند سبز دیده می‌شود. خاموشی موجی در بلورهای کوارتز و شکستگی در بلورهای گوناگون به‌ویژه پلاژیوکلاز به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 3-A).

کوارتزسینیت‌ها در مقاطع میکروسکوپی ۱۵ تا ۲۰ درصدحجمی پلاژیوکلاز، ۱۰ تا ۱۵ درصدحجمی کوارتز و ۶۰ تا ۶۵ درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار دارند و بافت گرانولار و تمام‌بلورین و در بخش‌هایی بافت پگماتیتی نشان می‌دهند که در آنها بلورهای مسکوویت، کیانیت، تورمالین و گارنت نیز به‌عنوان کانی فرعی کمابیش فراوان دیده می‌شود (شکل 3-B).

شکل ۲. A) میگماتیت‌های خاور مجموعة ده‌سلم با نوارهای تیره ملانوسم و نوارهای روشن لوکوسم؛ B) میگماتیت‌های منطقه ده‌سلم با ساختار چشمی به‌صورت بادامک‌های روشن از کانی‌های پیش‌گداز.

Figure 2. A) Migmatites of the eastern of the Deh-Salm complex, showing dark melanosome bands and light leucosome bands; B) Migmatites of the Deh-Salm region with an augen structure characterized by light-colored lenses of prograde minerals.

مونزوگرانیت‌ها در مقاطع میکروسکوپی ۳۰ تا ۳۵ درصدحجمی پلاژیوکلاز، ۲۵ تا ۳۰ درصدحجمی کوارتز و ۳۵ تا ۴۰ درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار دارند و بافت گرانولار و تمام‌بلورین گاهی پگماتیتی به‌همراه بافت‌های فرعی گرافیک و پرتیتی نشان می‌دهند. همچنین، کانی‌های بیوتیت، مسکوویت و تورمالین با برجستگی متوسط به رنگ قهوه‌ای، آبی و بنفش از کانی‌های فرعی آنها هستند. اندازة بلورهای تورمالین ۵/۰ تا ۵ سانتیمتر از دیگر بلورها بزرگ‌تر است و پهنه‌بندی شیمیایی به‌خوبی در آنها دیده می‌شود (شکل 3-C).

سینوگرانیت‌ها در مقاطع میکروسکوپی ۱۵ تا ۲۰ درصدحجمی پلاژیوکلاز، ۲۵ تا ۳۰ درصدحجمی کوارتز و ۴۵ تا ۵۰ درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار دارند و بافت گرانولار و تمام‌بلورین نشان می‌دهند. بلورهای فلدسپار به‌صورت میکروگرافیک و پرتیتی دیده می‌شوند. همچنین، کانی‌های فرعی دربردارندۀ بیوتیت، پیروکسن با برجستگی بالا نسبت به بلورهای همجوار است. آلکالی‌فلدسپار کمابیش هوازده است و شکستگی فراوانی دارد. این گروه بلورهای تورمالین و میکا دارند و بلورهای پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک و شکل‌دار با پهنه‌بندی شیمیایی نیز دیده می‌شوند (شکل 3-D).

همان‌گونه‌که گفته شد نمونه‌هایی از سنگ میگماتیت در کرانۀ خاوری با بافت استروماتیک دیده می‌شوند. این سنگ‌ها ساختاری نواری‌شکل دارند و شواهد ذوب‌بخشی دربردارندۀ پاراژنز سیلیمانیت-کوارتز بدون بیوتیت در بخش پالئوسوم و فلدسپار و کوارتز در بخش لوکوسوم و همچنین، بیوتیت‌های غنی از آهن در بخش ملانوسوم را در خود نگه داشته‌اند. این نمونه‌ها به‌طور کلی مرز بالای دگرگونی را نمایش می‌دهند و بر پایۀ بررسی‌های صحرایی، در بخش زیرین مجموعة دگرگونی جای دارند و همچنین، وابستگی نزدیکی با گرانیت‌های خاور مجموعه نشان می‌دهند (شکل‌های 3-E و 3-F).

زمین‌شیمی

بر پایة داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ کل در نمودارهای هارکر (Harker, 1909)، احتمالاً دو گروه سنگی در خاور ده‌سلم وجود دارد. در هر دو گروه، گسترۀ سنگی سینوگرانیت تا گرانیت مونزونیتی دیده می‌شود. گروه نخست دربردارندۀ مجموعه سنگی است که نسبت به گروه دوم کانی‌های مافیک کمتر و کانی‌های فلسیک بیشتری دارد؛ هرچند سنگ‌نگاریِ هر دو گروه همانند هم است.

شکل ۳. تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های گرانیتی خاور مجموعة دگرگونی ده‌سلم. ؛ A) بافت تمام‌بلورین و بیوتیت‌های بی‌شکل در کوارتز مونزودیوریت؛ B) بافت تمام‌بلورین با میان‏‌بار در بلورهای فلدسپار در کوارتزسینیت؛ C) سینوگرانیت: بافت تمام‌بلورین در سنگ، همچنین، شکل‌داربودن کانی‌های بیوتیت در زمینة آلکالی‌فلدسپار؛ D) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک؛ E و F) شواهد ذوب‌بخشی با بافت استروماتیک از کانی‌های تیره و کانی‌های روشن دست‌یافت از بخش لوکوسم در خاور مجموعة ده‌سلم. کوته‌نوشت‌ها نام کانی‌ها بر پایۀ وار (Warr, 2021).

Figure 3. Photomicrographs of granitic rocks from the eastern Deh-Salm metamorphic complex. A) Holocrystalline texture with anhedral biotite grains in quartz monzodiorite (XPL); B) Holocrystalline texture with mineral inclusions within feldspar crystals in quartz syenite (XPL); C) Syenogranite displaying holocrystalline texture and subhedral biotite crystals embedded in an alkali feldspar groundmass (XPL); D) Plagioclase phenocrysts exhibiting polysynthetic twinning (XPL); E and F) Evidence of partial melting with stromatic structure displaying dark (melanosome) and light (leucosome) minerals from the leucosome domain in the eastern Deh-Salm complex (XPL). Mineral abbreviations are from Warr (2021).

در نمودار TAS (نمودار درصدوزنی SiO₂در برابر درصدوزنی مجموع آلکالی‌ها) که جدایش دو سری ماگمایی آلکالن و ساب‌آلکالن روی آن نمایش داده شده است (شکل 4-A)، همة نمونه‌های گرانیتی در گسترۀ ساب‌آلکالن جای می‌گیرند. بر پایۀ نمودار AFM، همة نمونه‌ها سرشت زمین‌شیمیایی کالک‌آلکالن دارند (شکل 4-B). بر پایة نمودار A/NK در برابر A/CNK، نمونه‌ها سرشت پرآلومین نشان می‌دهند که احتمالاً گویای مشارکت فرایندهای ذوب پوسته‌ای در پیدایش آنهاست (شکل 4-C). در نمودار K₂O در برابر SiO₂ ، نمونه‌ها در گسترۀ سری کالک‌آلکالن با محتوای پتاسیم بالا و یک نمونه در سری شوشونیتی جای می‌گیرند (شکل 4-D).

شکل ۴. A) نمودار دوتایی SiO₂ در برابر K₂O+Na₂O (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Shand, 1943). D) نمودار درصدوزنی SiO₂ در برابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976).

Figure 4. A) SiO₂ versus K₂O + Na₂O binary diagram (Irvine and Baragar, 1971); B) AFM ternary plot (Irvine and Baragar, 1971); C) A/NK versus A/CNK Shand's index diagram (Shand, 1943); D) K₂O (wt.%) versus SiO₂ classification diagram (Peccerillo and Taylor, 1976).

ترکیب عنصرهای اصلی و فرعی سنگ‌های آذرین درونیِ خاور ده‌سلم نشان می‌دهد این گرانیتوییدها در گروه گرانیت‌های A جای ندارند و به‌صورت قطعی در گروه I یا S هستند. بر پایۀ نمودار (Zr+Ce+Nb+Y) در برابر FeO/MgO این گروه از گرانیتوییدها را می‌توان به دو دسته گرانیت‌های فلسیک جدایش‌یافته (FG) و گروه گرانیت‌های جدایش‌نیافته (OGT) دسته‌بندی کرد (شکل 5-A). همچنین، این نمونه‌ها روندهای بر پایۀ Rb در برابر Th (شکل 5-B) و همچنین، نسبت SiO₂ در برابر P₂O₅ (شکل 5-C) روندهای نزدیک به گروه‌های گرانیتی دستة S از خود نشان می‌دهند (Burnham and Berry, 2017). همچنین، نسبت کل عنصرهای REE+Y در برابر P نیز تعلق این گروه به گرانیت‌های S-type را نشان می‌دهد.

شکل ۵. زمین‌شیمی سنگ کل، نمونه‌های گرانیتوییدی خاور مجموعة ده‌سلم در نمودارهای تمایز گونه‌های ژنتیکی گرانیتوییدها. A) نمودار Zr+Nb+Ce+Y در برابر FeO^T/MgO (FG: گرانیت‌های جدایش‌یافته؛ OGT: گرانیت‌های جدایش‌نیافته) (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار Rb در برابر Th (Chappell and White, 1992)؛ C) نمودار Zr در برابر P₂O₅ (Whalen et al., 1987)؛ D) نمودار P در برابر REE+Y (Burnham and Berry, 2017).

Figure 5. Whole-rock geochemistry of the granitoid samples from the eastern Deh-Salm complex plotted on genetic discrimination diagrams. A) Zr+Nb+Ce+Y versus FeO^T/MgO diagram (FG: Fractionated granites; OGT: unfractionated granites) (Whalen et al., 1987); B) Rb versus Th (Chappell and White, 1992); C) Zr versus P₂O₅ diagram (Whalen et al., 1987); D) P versus REE+Y diagram (Burnham and Berry, 2017).

شیمی کانی‌ها

در توده‌های لکوگرانیتی کرانۀ خاوری کمپلکس، افزون بر بیوتیت، مسکوویت و گارنت، بلورهای تورمالین با پهنه‌بندی (شکل‌های 6-C و 6-D). امروزه ترکیب شیمیایی کانی‌های اصلی (مانند پلاژیوکلاز) و کانی‌های فرعی (مانند بیوتیت، مسکوویت، گارنت و تورمالین) کاربردهای ویژه‌ای در بررسی‌های سنگ‌زایی گرانیت‌های کوهزایی پیدا کرده‌اند. از داده‌های عنصرهای اصلی و کمیاب این کانی‌ها می‌توان اطلاعات ارزشمندی دربارۀ سرگذشت ماگما و محیط زمین‏‌ساختی به‌دست آورد.

تورمالین از کانی‌های فرومنیزین رایج در سنگ‌های گرانیتی پرآلومین مانند گرانیت‌های لوکوکراتیک، ارتوگنایس‌ها و پگماتیت‌های گرانیتی و سینوگرانیت‌ها است که ترکیب شیمیایی آن گویای ویژگی‌های فیزیکی و شیمیایی ماگمای مادر است (Bénard et al., 1985; Tabbakh Shabani et al., 2013). این کانی می‌تواند به‌صورت یک کانی ماگمایی (Manning, 1982; London and Manning, 1995) و یا یک کانی تأخیری در مرحلة گذر از شرایط ماگمایی به گرمابی متبلور شده باشد (London, 1999).

برای بررسی این کانی‌ها که شرایط سنگ‌زایی ماگمای گرانیتی در آنها ثبت شده است، دو بلور تورمالین و یک بلور گارنت به‌همراه بیوتیت و مسکوویت مجاور و سه بلور پلاژیوکلاز تجزیة شیمیایی نقطه‌ای دقیق (EPMA) شدند (جدول ۴).

بر این پایه، ترکیب سازنده‌های پایانی برای تورمالین ۸۵/۰ تورمالین شورل و کمتر از ۱۳/۰ تورمالین دراویت است (شکل‌های 7-A، 7-B و 7-D) (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999). این گروه از تورمالین‌ها در سنگ‌های دگرگونی درجه پایین تا متوسط دیده می‌شوند. در توده‌های بررسی‌شده، تورمالین‌ها ویژگی‌های میکروسکوپی و زمین‌شیمیایی همانندِ گروه‌های متبلورشده از سیال‌های پدیدآمده از ذوب متاپلیت‌ها را نشان می‌دهند (شکل 7-A) (Henry and Guidotti, 1985).

بلورهای گارنت نیز از دیگر کانی‌های کمابیش کمیاب در سنگ‌های آذرین و گرانیت‌ها هستند که به‌علت دمای ذوب کمابیش بالا و پایداری بسیار می‌توانند به‌صورت بلورهای بازمانده از سنگ‌های کهن‌تر و یا به‌صورت بیگانه‌سنگ با ترکیب و خاستگاه متغیری در زمینة سنگ آذرین دیده شوند. بر پایۀ نسبت عنصرهای اصلی Mn، Fe، Mg گارنت‌های موجود در این توده‌ها در گسترۀ گارنت‌های آذرین و با خاستگاه احتمالی ذوب رسوبی جای دارند (شکل‌های 7-B و 7-D) (Miller and Stoddard, 1981; Du Bray, 1988; Dahlquist et al., 2007). بررسی‌های انجام‌شده در مناطق همانند نشان می‌دهد گارنت‌های غنی از آلماندین-اسپسارتین در واقع از ماگمای گرانیتی غنی از آلومینیم و منگنز در فشارهای مابیش کم متبلور می‌شوند. اسپسارتین معمولاً در گرانیت‌های گونة S یافت می‌شود (Green, 1977; Abbott, 1981; Allan and Clarke, 1981; Stone, 1988; Dahlquist et al., 2007).

گرانیت‌های گارنت‌دار بیشتر در کمربندهای کوهزایی گسترش دارند و بیشترشان از ذوب‌بخشی سنگ‌های پلیتی در پهنه‌های دگرگونی ناحیه‌ای پیشرونده پدید می‌آیند. بلورهای بیوتیت و مسکوویت اولیه در سنگ پدیدآمده از تبلور مواد مذاب برخاسته از رسوبات پلیتی دیده می‌شوند. با توجه به فراوانی و تنوع رخداد، این کانی‌ها گویای خاستگاه گرانیتی تهی از عنصرهای آهن و منیزیم با خاستگاه متاپلیتی و متاپسامیتی هم‌زیست با یک فاز اشباع از آلومینیم هستند (شکل 7-C). مقایسة ترکیب شیمیایی بلورهای بیوتیت در گرانیت‌های خاور ده‌سلم با مناطق همانند نیز گویای خاستگاه ذوب رسوبات پلیتی برای سنگ‌های بررسی‌شده است (شکل 7-E) (Lee et al., 2003).

جایگاه زمین‏‌ساختی لکوگرانیت‌های کمپلکس ده‌سلم

یکی از بهترین روش‌ها برای بررسی جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیت‌ها، به‌ویژه نمونه‌هایی که دچار دگرسانی شده‌اند، به‌کارگیری عنصرهای کمیاب است؛ زیرا این عنصرها نسبت به فرایندهای ثانویه مانند هوازدگی و دگرسانی حساسیت کمی دارند.

شکل ۶. A) بلورهای تورمالین با میان‏‌بار‌های گارنت و کوارتز؛ B) پهنه‌بندی نامنظم در بلورهای تورمالین با پهنه‌بندی واضح که با خط‌چین سرخ‌رنگ نمایش داده شده است، (برونزدهای گرانیتی در کمپلکس ده‌سلم)؛ C) بلورهای پلاژیوکلاز با پهنه‌بندی؛ D) کرانۀ واکنشی و ناپایدار بلورهای پلاژیوکلاز (نمونة DS-129). کوته‌نوشت‌ نام کانی‌ها بر پایة وار (Warr, 2021).

Figure 6. A) Tourmaline crystals containing garnet and quartz inclusions; B) Irregularly zoned tourmaline crystals with distinct zoning boundaries highlighted by the red dashed line (granitic outcrops within the Deh-Salm complex); C) Zoned plagioclase crystals; D) Unstable and reactive margins of a plagioclase crystal (sample DS-129). Mineral abbreviations are form Warr (2021).

شکل ۷. خاستگاه بلورهای گارنت، تورمالین و بیوتیت موجود در گرانیتوییدهای خاور کمپلکس آذرین-دگرگونی ده‌سلم. A) نمودار رده‌بندی خاستگاه تورمالین‌ها (Henry and Guidotti, 1985)؛ B) ترکیب شیمیایی تورمالین در نمودار Mg/(Fe+Mg) در برابر (X_vacancy/X_vacancy+Na) (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999)؛ C) رده‌بندی گارنت‌های آذرین-دگرگونی در نمودار سه‌تایی Mg-Mn-Fe (Miller and Stoddard, 198; Du Bray, 19881; Dahlquist et al., 2007)؛ D) نمودار X_Mg در برابر Ca برای ارزیابی خاستگاه تورمالین‌ها (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999)؛ E) نمودار (Na₂O+K₂O)/(FeOt+MgO+TiO₂) در برابر (Na₂O+K₂O+FeOt)/(MgO+TiO₂) بر پایۀ فرمول ساختاری بیوتیت (Lee et al., 2003).

Figure 7. Provenance and petrogenetic origin of garnet, tourmaline, and biotite crystals from the granitoids in the eastern Deh-Salm igneous-metamorphic complex. A) Tourmaline compositional discrimination diagram (Henry and Guidotti, 1985); B) Tourmaline chemical compositions plotted on the (Mg/Mg+Fe) versus (Xvacancy/Xvacancy+Na) (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999); C) Classification of igneous and metamorphic garnets on the Mg-Mn-Fe ternary diagram (Dahlquist et al., 2007; Du Bray, 1988; Miller and Stoddard, 1981); D) X_Mg versus Ca diagram for evaluating the provenance of tourmalines (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999); E) (Na₂O+K₂O)/(FeOt+MgO+TiO₂) versus (Na₂O+K₂O+FeOt)/(MgO+TiO₂) discrimination diagram based on the composition of biotite (Lee et al., 2003).

شکل ۷. ادامه.

Figure 7. Continued.

پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) با تحلیل گستردة داده‌های زمین‌شیمیاییِ گرانیت‌ها در محیط‌های زمین‏‌ساختی شناخته‌شده، نمودارهای لگاریتمی عنصرهای کمیاب را برای تمایز محیط‌های گوناگون زمین‏‌ساختی پیشنهاد کردند و گرانیت‌ها را به شش گروه زمین‌شیمیایی اصلی دسته‌بندی کردند.

بر این پایه، در نمودار Y در برابر Nb (شکل 8-A) گرانیت‌های منطقه در گسترۀ Syn-COLG+VAG جای گرفته‌اند. در نمودار (Y+Nb)در برابر Rb نیز چهار گروه گرانیتِ ORG، VAG، WPG و Syn-COLG از یکدیگر شناخته می‌شوند. در این نمودار، بیشتر نمونه‌ها در گسترۀ گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) و گرانیت‌های همزمان با برخورد (Syn-COLG) جای می‌گیرند (شکل 8-B). در نمودارهای پیشنهادی هاریس و همکاران (Harris et al., 1986) که بر پایۀ Hf-Rb-Ta رسم شده است، نمونه‌های Dy-100 و Dy-105 در گسترۀ گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای و پس از برخورد، نمونه‌های Dy-112 و Dy-117 در گسترۀ گرانیت‌های کمان آتشفشانی و نمونة Dy-139 در گسترۀ گرانیت‌های کمان آتشفشانی و همزمان با برخورد جای می‌گیرند (شکل ۹).

شکل ۸. نمودارهای تمایز محیط‌های زمین‏‌ساختی جایگیری توده‌های گرانیتی (Pearce et al., 1984)؛ A) نمودار Y در برابر Nb؛ B) نمودار Y+Nb در برابر Rb.

Figure 8. Tectonic setting discrimination diagrams for the emplacement of granitic intrusions (Pearce et al., 1984). A) Y versus Nb diagram; B) (Y+Nb) versus Rb diagram.

با توجه به بررسی‌های میکروسکوپی و کانی‌شناسی همچنین، نمودارهای شکل‌های ۸ و ۹، گرانیت‌های خاور ده‌سلم را می‌توان به دو گروه باز کرد: گروه نخست با بیوتیت کمتر و ترکیب سینیتی تا مونزونیتی، و گروه دوم دارای مسکوویت و بیوتیت بیشتر با ترکیب سنگ‌نگاری سینوگرانیتی تا مونزوگرانیتی.

شکل ۹. رده‌بندی گرانیت‌های خاور مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم در نمودارهای سه‌تایی هاریس و همکاران (Harris et al., 1986).

Figure 9. Classification of granites in th east of Deh-Salm igneous-metamorphic complex using the ternary discrimination diagram of Harris et al. (Harris et al., 1986).

تحلیل داده‌های زمین‌زمان‌سنجی و خاستگاه سنگ ‌مادر گرانیت‌های خاور ده‌سلم

داده‌های زمین‌زمان‌سنجی U-Pb زیرکن (جدول 5) نشان می‌دهد توده‌های گرانیتی خاور کمپلکس ده‌سلم در بازۀ زمانی ۱۶۶–۱۶۳ میلیون سال پیش (ژوراسیک میانی-پسین، معادل باتونین-کالووین) جایگزین شده‌اند (شکل ۱۰). این بازه زمانی با فاز اصلی دگرگونی ناحیه‌ای کمپلکس ده‌سلم همخوانی کامل دارد (Mahmoudi et al., 2010) و همخوانی زمانی نزدیکی با فعالیت‌های ماگماتیسم توده اصلی شاه‌کوه نشان می‌دهد (Esmaili, 2001).

بررسی‌های جدایش کانی‌های سنگین نشان می‌دهد که این گرانیت‌ها دارای دو جمعیت جدا از بلورهای زیرکن هستند (شکل ۱۱):

۱. جمعیت نخست (ماگمایی جوان): بلورهای زیرکن با سن‌های هماهنگ ۱۶۳–۱۶۶ میلیون سال پیش که معرف زمان تبلور ماگمای گرانیتی همزمان با دگرگونی ناحیه‌ای هستند.

۲. جمعیت دوم (موروثی/دگرخاست): بلورهای زیرکن با سن‌های کهن‌تر (به‌ویژه سن‌های نزدیک به ۹۵۵–۹۵۷ میلیون سال پیش در نمونه‌های DM-1 و DM-2) که ویژگی‌های شیمیایی و ریخت‌شناختی گوناگونی با زیرکن‌های ماگمایی دارند.

همان‌گونه که در بخش‌های کانی‌شناسی گفته شد، این گرانیت‌ها دو گروه میکا (بیوتیت و مسکوویت)، گارنت و تورمالین به‌عنوان کانی‌های فرعی دارند. این مجموعه کانی‌شناسی، همراه با داده‌های زمین‌شیمی سنگ‌کل و شیمی کانی‌ها، همة ویژگی‌های گرانیت‌های با خاستگاه ذوب رسوبات پلیتی را نشان می‌دهد (Chappell and White, 1992; Henry and Guidotti, 1985). حضور زیرکن‌های بازمانده پرکامبرین (نزدیک به ۹۵۰ میلیون سال پیش) نشان‌ می‌دهد سنگ ‌مادر رسوبی این گرانیت‌ها، بخشی از پی‌سنگ کهن شمال گندوانا بوده است. ازاین‌رو، سن نزدیک به ۹۵۰ میلیون سال پیش نشان‌دهندۀ سن خاستگاه رسوبی است، نه سن تبلور گرانیت‌ها. رخداد ذوب‌بخشی در بخش‌هایی از مجموعة دگرگونی که دما و فشار مناسبی داشته‌اند، در مرحلة ژوراسیک میانی-پسین (نزدیک به ۱۶۵ میلیون سال پیش) محتمل به‌نظر می‌رسد. به گفتة دیگر، می‌توان گفت مجموعة دگرگونی ده‌سلم دست‌کم در بخشی از تاریخچة دگرگونی‌های خود، شرایط پیدایش گرانیت‌های با خاستگاه رسوبی در پی ذوب‌بخشی پی‌سنگ کهن را داشته است.

شکل ۱۰. نمودار زمین‌زمان‌سنجی گرانیت‌های خاور مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم (Mahmoudi et al., 2010).

Figure 10. Geochronology of granites in th east of Deh-Salm igneous-metamorphic complex (Mahmoudi et al., 2010).

شکل ۱۱. نمودار ناهماهنگی سن بلورهای زیرکن بازمانده گرانیت‌ها در کمپلکس دگرگونی ده‌سلم.

Figure 11. Age discordance diagram of inherited zircon crystals in the granites of Deh-Salm igneous-metamorphic complex.

تفکیک دو گروه گرانیتی بر پایۀ محیط زمین‏‌ساختی

بر پایۀ داده‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی (جدول‌های ۱ تا ۴ و شکل‌های ۳ تا ۷)، گرانیت‌های خاور ده‌سلم در دو گروه شناسایی می‌شوند (جدول 6).

در نمودارهای شناسایی محیط زمین‏‌ساختی در شکل‌های ۸-A، ۸-B و ۹، گرانیت‌های گروه I (بیوتیت‌دار) درون گسترۀ گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) و گروه II (دارای مسکوویت و بیوتیت) در نزدیک و یا درون گسترة گرانیت‌های همزمان با برخورد (Syn-COLG) جای می‌گیرند. این تفکیک گویای دگرگونی یک سامانة فرورانش-برخورد است:

نخستماگماتیسم کمان آتشفشانی در پی فرورانش پوستۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر بلوک لوت (گروه I) روی داده است و سپس با پیشرفت فرورانش و برخورد پایانی، ذوب‌بخشی پوستۀ قاره‌ای کلفت‌شده و پیدایش گرانیت‌های همزمان با برخورد (گروه II) رخ داده است.

جدول 6. مقایسه دو گروه گرانیت‌هایِ خاور مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم.

Table 6. Comparison of the two granite groups from the eastern Deh-Salm igneous-metamorphic complex.

برداشت

بررسی مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم در بخش‌های خاور و جنوب‌خاوری به شناسایی توده‌های گرانیتی با ترکیب کوارتزمونزودیوریت، کوارتزسینیت، مونزوگرانیت و سینوگرانیت انجامیده است. بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجی و زمین‌شیمیایی انجام‌شده در این منطقه، شواهد معتبری از رخداد درجات بالای دگرگونی و ذوب‌بخشی پوسته‌ای ارائه می‌دهد. بخش‌هایی از مجموعه که شرایط کانی‌شناسی مناسبی داشته‌اند، میگماتیتی شده‌اند و شواهد خوبی از ذوب‌بخشی را نمایش می‌دهند.

گرانیت‌های بررسی‌شده در خاور مجموعة دگرگونی ده‌سلم ویژگی‌های کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی گرانیت‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی رسوبات پلیتی (S-Type) را نشان می‌دهند. سن تبلور این گرانیت‌ها نزدیک به ۱۶۳–۱۶۶ میلیون سال پیش (ژوراسیک میانی-پسین) است و همزمان با فاز اصلی دگرگونی ناحیه‌ای در کمپلکس ده‌سلم بوده‌اند.

حضور زیرکن‌های بازمانده با سن نزدیک به ۹۵۰ میلیون سال پیش (پرکامبرین پایانی) نشان‌ می‌دهد سنگ ‌مادر این گرانیت‌ها رسوبات پدیدآمده از فرسایش پی‌سنگ پرکامبرین شمال گندوانا بوده است.

بر پایۀ شواهد سنگ‌نگاری، زمین‌شیمیایی و جایگاه زمین‏‌ساختی، این گرانیت‌ها در دو گروه دسته‌بندی می‌شوند:

گروه I: کوارتزمونزودیوریت تا کوارتزسینیت با بیوتیت فراوان که در محیط کمان آتشفشانی (VAG) جایگیری کرده‌اند؛

گروه II: مونزوگرانیت تا سینوگرانیت با مسکوویت و بیوتیت که در محیط همزمان با برخورد (Syn-COLG) جایگزین شده‌اند.

این تفکیک گویای دگرگونی یک سامانة فرورانش-برخورد در کرانۀ خاوری بلوک لوت در ژوراسیک میانی-پسین است. این بخش از پوستۀ قاره‌ای که همکنون بخشی از بلوک لوت است، شواهدی از کهن‌ترین پی‌سنگ در خاور ایران را در خود حفظ کرده و رویدادهای کوهزایی و ذوب‌بخشی وابسته به کرانۀ شمالی گندوانا را ثبت کرده است.

[1] rework