تعیین سن زیرکن به روش U-Pb-Th، ژئوشیمی ایزوتوپ‌های Sr و Nd و تعیین ﻣﻨﺸﺄ پبل‌های گرانیتوییدی کنگلومرای سازند قره‌قیطان‌ در منطقه آق‌دربند

کریم‌پور, محمدحسن; ملکزاده شفارودی, آزاده; قائمی, فرزین; فارمر, جی. لنگ; استرن, چارلز

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,686
تعداد مقالات	13,791
تعداد مشاهده مقاله	32,437,375
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,806,226

تعیین سن زیرکن به روش U-Pb-Th، ژئوشیمی ایزوتوپ‌های Sr و Nd و تعیین ﻣﻨﺸﺄ پبل‌های گرانیتوییدی کنگلومرای سازند قره‌قیطان‌ در منطقه آق‌دربند

پترولوژی

مقاله 6، دوره 2، شماره 7، خرداد 1390، صفحه 95-118 اصل مقاله (5.71 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

محمدحسن کریم‌پور^* ¹؛ آزاده ملکزاده شفارودی¹؛ فرزین قائمی¹؛ جی. لنگ فارمر²؛ چارلز استرن²

¹گروه پژوهشی اکتشاف ذخایر معدنی شرق ایران، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

²گروه علوم زمین‌‌شناسی، دانشگاه کلرادو، بولدر، آمریکا

چکیده

کنگلومرای سازند قره‌قیطان‌ (پرمین فوقانی تا تریاس آغازین) بخشی از پی‌سنگ حوضه رسوبی کپه‌داغ در ناحیه آق‌دربند در شمال‌شرقی ایران است. قطعات پلوتونیک کنگلومرا عمدتاً از گرانیت، آلکالی‌گرانیت و کمتر مونزونیت تشکیل شده است. این پبل‌ها عمدتاً غنی از پتاسیم بوده، ماهیتی شدیدآً پرآلومین تا متاآلومین دارند. پذیرفتاری مغناطیسی (SI ^5-10×2 تا
SI ^5-10×27)، ترکیب کانی‌‌شناسی، طیف ترکیبی عمدتاً گرانیتی و ویژگی‌های ژئوشیمیایی، نشان می‌دهد که همه پبل‌ها به گرانیتوییدهای سری ایلمنیت (احیایی) تعلق دارند. سن‌سنجی به روش U-Pb بر روی کانی زیرکن، سن میانگین 343 میلیون سال (کربونیفر) را برای تبلور پبل گرانیتی مشخص کرد. مقدار نسبت ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr اولیه با توجه به سن به‌دست آمده از زیرکن بین 7068/0 و 7062/0، مقدار ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd اولیه بین 511936/0 و 511938/0 و εNd اولیه 03/5- تا 99/4- متغیر است. بنابراین، ماگما از ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته قاره‌ای ﻣﻨﺸﺄ گرفته است. بر اساس مقدار ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd و εNd حداقل سن سنگ ﻣﻨﺸﺄ رسوبی دگرگون شده 1400 میلیون سال بوده است. در مرکز زیرکن‌ها نسل‌های متفاوت زیرکن (گرد شده) با سن‌های 1986، 1039 و 645 میلیون سال شناسایی شدند. این زیرکن‌ها از سنگ ﻣﻨﺸﺄ به‌همراه ماگما بالا آورده شده‌اند. در زمان تشکیل سنگ ﻣﻨﺸﺄ در منطقه سنگ‌هایی با سن‌های پروتروزوییک به‌عنوان پی‌سنگ قدیمی در ناحیه وجود داشته است. مقایسه سن توده‌های گرانیتی نوع احیایی ده‌نو، کوهسنگی و خواجه مراد (اواخر تریاس) که نتیجه برخورد صفحات ایران و توران هستند با سن پبل گرانیتی (کربونیفر)، نشان می‌دهد که پبل‌ها حاصل یک برخورد بسیار قدیمی‌تر بین خرده قاره‌های موجود در محل تشکیل آن‌ها (در شمال منطقه آق‌دربند و احتمالاً در کشور ترکمنستان) بوده‌اند.

کلیدواژه‌ها

آق‌دربند؛ ایزوتوپ ناپایدار؛ سن‌سنجی؛ کنگلومرای قره‌قیطان‌؛ گرانیتویید سری ایلمنیت

اصل مقاله

مقدمه

گرانیتوییدها فراوان‌ترین سنگ‌های آذرین درونی پوسته قاره‌ای هستند که به‌صورت باتولیت و استوک یافت می‌شوند. حدود 20 روش مختلف برای تقسیم‌بندی‌ گرانیتوییدها در دهه‌های گذشته ارائه شده است که بر اساس مبانی مختلفی، مانند نسبت Al₂O₃:CaO+K₂O+Na₂O، درصد ارتوکلاز، آلبیت و آنورتیت، عناصر اصلی و فرعی، ترکیب کانی‌شناسی، پذیرفتاری مغناطیسی، اکسیدان یا احیایی بودن و یا ترکیبی از این عوامل بوده است (Shand, 1947; Chappell and White, 1974; Ishihara, 1977; Barker, 1979; Pearce et al., 1984; Harris et al., 1986; Maniar and Piccoli, 1989; Barbarin, 1999; Frost et al., 2001 and etc.).

با وجود گروه‌بندی‌های مختلف گرانیتوییدها، تقسیم‌بندی‌ Chappell و White (1974) به دو گروه I و S که بعدها گرانیتوییدهای نوع A و M نیز به آن اضافه شد، مهم‌ترین و پرکاربردترین تقسیم‌بندی‌ به‌شمار می‌آید. گرانیتوییدهای نوع I در زون فرورانش حاشیه قارهها یا جزایر قوسی از تفریق ماگمای کالک‌آلکالن یا بازالت‌های جزایر قوسی تشکیل می‌شوند. بر اساس نسبت _i(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) ﻣﻨﺸﺄ آن‌ها خارج از محدوده پوسته قاره‌ای است. این گرانیتوییدها عمدتاً از نوع متاآلومین بوده، کانی‌های شاخص آن‌ها هورنبلند، بیوتیت، مگنتیت و اسفن است. دامنه تغییرات ترکیب این گرانیتوییدها در محدوده دیوریت، کوارتز مونزونیت، گرانودیوریت تا گرانیت است (Chappell and White, 1974, 1992 and 2001). بر اساس تقسیم‌بندی Ishihara (1977)، گرانیتوییدهای نوع I جزو سری مگنتیت و اکسیدان بوده، پذیرفتاری مغناطیسی آن‌ها بیشتر از SI ^5-10×80 است. گرانیتوییدهای نوع S در زون برخورد قاره‌ها از ذوب آناتکسی سنگ‌های رسوبی دگرگون شده پوسته قاره‌ای ﻣﻨﺸﺄ گرفته‌اند. این گرانیتوییدها عمدتاً از نوع پرآلومین بوده، کانی‌های شاخص آن‌ها مسکوویت، بیوتیت و ایلمنیت است. ترکیب این گرانیتوییدها عمدتاً در محدوده گرانیت است (Chappell and White, 1974 and 1992). بر اساس تقسیم‌بندی‌ Ishihara (1977) گرانیتوییدهای نوع S جزء سری ایلمنیت و احیایی بوده، پذیرفتاری مغناطیسی آن‌ها کمتر از SI ^5-10×80 است.

سازند قره‌قیطان‌ بخشی از پی‌سنگ حوضه رسوبی کپه‌داغ در ناحیه آق‌دربند در شمال‌شرقی ایران است که در فاصله صد کیلومتری شرق- جنوب شرقی شهر مشهد دیده می‌شود (شکل 1). این سازند در بخش‌های شمالی، شامل افق‌های کنگلومرایی و تناوب کنگلومرا و ماسه سنگ با لایه‌بندی‌ بسیار ضخیم است. کنگلومرا بیشتر شامل گرانودیوریت تا گرانیت، داسیت، ریولیت و به مقدار کم سنگ‌های بازیک، چرت، ماسه سنگ کوارتزیتی و سنگ آهک‌های حاوی فسیل‌هایی با سن کربونیفر و پرمین پیشین است. مطالعاتی که قبلاً در این منطقه انجام شده است، عمدتاً شامل بررسی‌های چینه‌‌شناسی و فسیل‌‌شناسی هستند (Stocklin, 1968, 1974; Ruttner, 1983, 1984, 1991, 1993; Eftekharnezhad and Behroozi, 1991). قائمی (1388) جایگاه تکتونیکی رخساره‌های رسوبی مجموعه پی‌سنگی حوضه کپه‌داغ را بررسی نموده است. وی قطعات آواری ماگمایی کنگلومرای قره‌قیطان‌ را در حد گرانودیوریت تا تونالیت کالک‌آلکالن و قطعات آتشفشانی آن را از نوع ریولیت تا داسیت با پتاسیم بالا معرفی نموده است. قائمی (1388) معتقد است که آن‌ها حاصل فرسایش کمان ماگمایی هستند که بر روی لبه بلوک توران در طی زمان پرمین و پیش از آن فعال بوده‌اند. این فرسایش به احتمال فراوان به‌دلیل بالا آمدگی تدریجی کمان، هم سنگ‌های آتشفشانی و هم توده‌های نفوذی را شامل شده است. بررسی‌های سن سنجی به روش U-Pb بر روی کانی زیرکن در یک نمونه از پبل گرانیتی سازند قره‌قیطان‌ توسط Zanchi و همکاران (2010) سن 7/313 میلیون سال را مشخص کرده است.

شکل 1- نقشه زمین‌‌شناسی کلی پنجره آق‌دربند (Eftekharnezhad and Behroozi, 1991)

پبل‌های گرانیتی کنگلومرای قره‌قیطان‌ متنوع هستند. هدف از انجام این پژوهش، تفکیک پبل‌ها با توجه به مطالعات دقیق پتروگرافی و بررسی ژئوشیمیایی آن‌ها است. همچنین، اندازه‌گیری خواص فیزیکی (پذیرفتاری مغناطیسی) پبل‌ها برای تعیین نوع سری گرانیتوییدی صورت پذیرفت. سن سنجی بر روی فراوانترین نوع پبل گرانیتی تشکیل‌دهنده کنگلومرا (بیوتیت گرانیت پورفیری) به روش U-Pb و بر روی کانی زیرکن و تعیین ﻣﻨﺸﺄ ماگما با استفاده از نسبت‌های ایزوتوپی Sr و Nd (در دو نوع پبل بیوتیت گرانیت پورفیری و آلکالی‌گرانیت پورفیری) انجام شده است. سرانجام با توجه به نتایج تجزیه‌ها، بر روی نوع ماگما و نحوه تشکیل آن در این پنجره مهم تکتونیکی در شمال‌شرق ایران بحث شده است.

زمین‌شناسی

کمپلکس آق‌دربند برای اولین بار توسط Goldschmidt (1956) معرفی شده است و با یک ناپیوستگی زاویه‌دار در زیر رسوبات آواری سازند کشفرود با سن ژوراسیک میانی قرار گرفته است (شکل 1). این کمپلکس از واحدهای رسوبی آواری پالئوزوییک تا تریاس پسین تشکیل شده، شامل سه بخش عمده است (قائمی، 1388): (1) رسوبات دگرگون شده پالئوزوییک که بر اساس شواهد رسوبی پروتولیت آنها رسوبات فلیشی هستند که در اعماق نسبتأ زیاد و توسط جریان‌های توربیدیتی در یک محیط شیب قاره‌ای نهشته شده‌اند؛ (2) سازند قره‌قیطان‌ که بیشترین رخنمون‌های سنگی در پنجره آق‌دربند را به خود اختصاص داده‌اند (شکل 1). ساخت‌های رسوبی موجود در این سازند (کانال‌های رودخانه‌ای، محیط رسوبی اکسیداسیونی قاره‌ای و پاراکنگلومرای فراوان)، نشان‌دهنده وجود جریان‌های واریزه‌ای در مخروط افکنه‌ها و پهنه‌های طغیانی است. تمامی شواهد بیانگر این است که افق‌های کنگلومرایی سازند قره‌قیطان‌ به‌ویژه در بخش‌های شمالی پنجره آق‌دربند، به‌وسیله رودخانه‌های بریده بریده و در یک محیط نزدیک به ﻣﻨﺸﺄ و با جریان قدیمی از شمال به سمت جنوب نهشته شده‌اند. این سازند در بخش‌های شمالی شامل کنگلومرایی است که قطعات آن در حد گرانیت تا مونزونیت و قطعات آتشفشانی آن از نوع ریولیت تا داسیت با پتاسیم بالا است؛ (3) سازند سینا بیشتر شامل توالی شیل و ماسه سنگی است و توسط توربیدایت‌های کلاسیک و در محیط شیب قاره نهشته شده‌اند. ماسه‌سنگ‌های موجود در سازندهای آواری قره‌قیطان‌ و سینا دارای ترکیب لیتیک‌آرکوز تا فلدسپاتیک لیت‌آرنایت هستند که بیشتر از یک کمان تقسیم شده (Dissected arc) تا حد واسط ﻣﻨﺸﺄ گرفته‌اند.

رسوبات آواری که در حد فاصل پالئوزوییک میانی تا تریاس پسین در پی‌سنگ حوضه کپه‌داغ نهشته شده‌اند، حاصل رسوب‌گذاری در یک حوضه پیشانی (foreland) بوده، در پیشانی کمان ماگمایی تشکیل شده‌اند (قائمی، 1388).

پبل‌های آذرین درونی کنگلومرای سازند قره‌قیطان‌ دارای انواع بافت‌ها مانند هیپیدومورف گرانولار، سرآیت و پورفیری است. رنگ آن‌ها صورتی تا گوشتی بوده، عمدتاً شامل کوارتز، ارتوکلاز، آلبیت، بیوتیت و به مقدار کم‌تر مسکوویت در نمونه دستی هستند. با توجه به این‌که سن این کنگلومرا اواخر پرمین تا اوایل تریاس تعیین شده است (Eftekharnezhad and Behroozi, 1991)، سنگ ﻣﻨﺸﺄ آن را که شامل مجموعه‌ای از سنگ‌های آذرین با سن قدیمی‌تر است، در شمال این ناحیه و در زیر پوشش ضخیم رسوبی حوضه کپه‌داغ باید جستجو کرد (قائمی، 1388). همچنین، جریان گدازه‌ای با ترکیب حد واسط بر روی کنگلومرای سازند قره‌قیطان‌ قرار گرفته است و نیز دایک حد واسطی با ترکیب دیوریتی این سازند را قطع نموده است. رابطه سن نسبی دایک با جریان گدازه به‌واسطه دوری از یکدیگر قابل تشخیص نیست.

روش انجام پژوهش

برای رسیدن به اهداف پژوهش و انتخاب درست نمونه‌ها برای تعیین سن و مطالعات ایزوتوپ‌های ناپایدار عملیات زیر انجام گرفت:

1) مطالعه 35 مقطع نازک از پبل‌های گرانیتوییدی و نیز چند نمونه از جریان گدازه و دایک؛

2) اندازه‌گیری پذیرفتاری مغناطیسی در نمونه‌ها با دستگاه پذیرفتاری سنج مدل GMS2 با دقت SI ^5-10 ×1، ساخت شرکت سینترکس کانادا در دانشگاه فردوسی مشهد؛

3) تجزیه ژئوشیمیایی 14 نمونه از پبل‌های گرانیتوییدی به روش XRF برای اکسیدهای اصلی در دانشگاه فردوسی مشهد (نوع دستگاه فیلیپس مدل X^,Unique II است)؛

4) تجزیه ژئوشیمیایی 9 نمونه از پبل‌های گرانیتوییدی به روش ICP-MS برای عناصر فرعی و نادرخاکی در آزمایشگاه ACME کانادا (روش آماده‌سازی نمونه ذوب قلیایی بوده است)؛

5) انتخاب یک نمونه از فراوانترین نوع پبل (واحد بیوتیت گرانیت پورفیری، PG-3) برای سن‌سنجی به روش اندازه‌گیری ایزوتوپ U-Pb بر روی کانی زیرکن. جداسازی زیرکن‌ها در دانشگاه فردوسی مشهد و آنالیز در آزمایشگاه دانشگاه آریزونای امریکا انجام شده است.

به‌منظور جداسازی زیرکن از دیگر کانی‌های سنگ مراحل زیر به ترتیب انجام شد:

1) خردایش: در این مرحله نمونه‌های سنگی به وزن تقریبی 9 تا 10 کیلوگرم حدود 2 تا 3 مرحله خردایش شدند تا بیش از 60 درصد نمونه به سایز کمتر از 40 مش برسد؛

2) الک‌کردن: پس از هر مرحله خردایش، محصول سنگ‌شکن از یک الک 40 مش عبور داده می‌شد؛

3) لاوک‌شویی: ذرات عبور کرده از الک، لاوک‌شویی شدند تا بخش زیادی از کانی‌های سبک جدا شده و کانی‌های سنگین باقی بمانند؛

4) استفاده از مایع سنگین: در این مرحله از مایع سنگین بروموفرم (CHBr₃) با وزن مخصوص 84/2 گرم بر سانتی‌متر مکعب برای جدایش کانی‌های سنگین از جمله زیرکن استفاده شد؛

5) مطالعه نمونه با استفاده از میکروسکوپ دوچشمی: کانی‌های سنگین جمع شده در ته مایع برموفرم پس از خشک شدن نمونه در زیر میکروسکوپ دوچشمی به دقت مطالعه شدند و زیرکن‌ها به روش دستی جدا شدند. از نمونه PG-3 تعداد 50 زیرکن با اندازه‌های بین 40 تا 140 میکرون استخراج شد. زیرکن‌های جدا شده برای تعیین سن به مرکز Laser Chron آریزونا در دانشگاه آریزونای امریکا فرستاده شدند. در آنجا از روش Laser-Ablation multi collector ICP-MS برای سن‌سنجی استفاده شد. زیرکن‌ها ابتدا در یک پلاک اپاکسی به قطر 1 اینچ همراه با خرده‌هایی از زیرکن استاندارد ID-TIMS و شیشه‌های NIST SPM610 قالبگیری شده، سپس این پلاک‌ها نصف شده و صیقل میخورند. عکس زیرکن‌ها در نور عبوری، انعکاسی و نیز در زیر میکروسکوپ کاتدولومینسانس (CL) گرفته می‌شود. تصویر CL ساختار داخلی دانه‌های زیرکن برش‌خورده را نشان می‌دهد و با استفاده از آن مکان‌های مناسب برای اشعه لیزر در قسمت‌های هموژن بلور، حاشیه و مرکز بلور انتخاب می‌شوند. روش Laser-Ablation ICP-MS قادر است تا سن‌سنجی به روش اندازه‌گیری U-Pb را با صحت بهتر از 2% (2 سیگما) و تفکیک مکانی چند میکرون انجام دهد. این روش معمولاً با یک اشعه به قطر 35 یا 25 میکرون و اگر لازم باشد در دانه‌های ریزتر به قطر 15 یا 10 میکرون صورت می‌پذیرد. در هر دو حالت ذکر شده مواد برانگیخته شده توسط اشعه لیزر از یک اتاقک گاز هلیم عبور می‌کنند. گاز هلیم و نمونه برانگیخته شده قبل از ورود به محیط پلاسما ICP-MS با گاز آرگون مخلوط می‌شوند. مقدار Pb ایزوتوپی نسبت به Th و U به کمک نمونه استانداری که همراه با زیرکن‌ها قالب‌گیری شده و هر بار با اندازه‌گیری سه تا پنج نمونه مجهول، اندازه‌گیری آن تکرار می‌شود، محاسبه می‌شود. نمونه استاندارد زیرکن ID-TIMS نمونه زیرکنی از سریلانکا با سن Ma 2/35/563 است. همچنین، مقدار Th و U نمونه‌های مجهول با شیشه‌های NIST SRM610 مورد سنجش قرار می‌گیرد. مقدار U این شیشه‌ها 462 گرم در تن و مقدار Th آن 457 گرم در تن است. قطعیت آنالیزهای انجام شده حدود 2 سیگما (تقریباً 1 درصد) برای ²⁰⁶Pb/²³⁸U و ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb است. پس از اتمام کار، رسم نمودارهای تراکمی و محاسبات سن‌های میانگین از داده‌های ²⁰⁶Pb/²³⁸U و ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb توسط ISOPLOT/EX (Ludwing, 2003) انجام می‌گیرد. سن‌های میانگین ²⁰⁶Pb/²³⁸U با حد اطمینان 9/95 تا 9/96 درصد در این روش محاسبه می‌شود.

6) تجزیه دو نمونه از پبل‌ها (بیوتیت گرانیت پورفیری (PG-3) و آلکالی‌گرانیت پورفیری (PG-6)) برای ایزوتوپ‌های Rb/Sr و Sm/Nd در دانشگاه کلرادوی امریکا. آنالیز ایزوتوپ‌های رادیوژنیک Rb-Sr و Sm-Nd نیز بر روی نمونه کل سنگ توسط دستگاه 8-collector Finnigan MAT 261 Thermal Ionization Mass Spectrometer در دانشگاه کلرادوی آمریکا صورت پذیرفت. نمونه‌ها پس از خردایش و نرمایش برای این دانشگاه ارسال شد. مقدار ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr با استفاده از four-collector static mode measurements اندازه‌گیری شد و نتیجه با نمونه استاندارد SRM-987 با مقدار ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.71028 (خطای 2 سیگما از میانگین) که هنگام اندازه‌گیری نمونه‌های مجهول آنالیز شده بود و مقدار 2 ±0.71032 را نشان داده بود، تصحیح شد. همچنین، مقدار ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd با مقدار ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219 نمونه استاندارد به‌هنجار شد. آنالیز با dynamic mode-three-collector measurements انجام گرفت و در طول انجام آنالیز نمونه استاندارد LaJolla Nd نیز تا 5 بار تکرار شد که مقدار 0.511838+8 (2δ mean) را مشخص کرد.

پتروگرافی

بر اساس مطالعات آزمایشگاهی 7 نوع پبل آذرین درونی در کنگلومرای قره‌قیطان‌ قابل تشخیص است که عبارتند از: 1- بیوتیت‌گرانیت‌پورفیری؛ 2- مسکوویت‌بیوتیت‌گرانیت؛ 3- مسکوویت‌بیوتیت‌گرانیت پورفیری؛ 4- آلکالی‌گرانیت پورفیری؛ 5- گرانیت پورفیری؛ 6- بیوتیت‌آلکالی‌گرانیت، و 7- بیوتیت‌کوارتزمونزونیت پورفیری. واحد گدازه روی کنگلومرا به دو بخش لاتیت آندزیت و بیوتیت کوارتز لاتیت قابل تقسیم است. دایک قطع کننده کنگلومرای قره‌قیطان‌ نیز یک هورنبلند دیوریت پورفیری است. مطالعات پتروگرافی واحدها که بر اساس شمارش کانی‌ها انجام شده، به شرح زیر است:

بیوتیت‌گرانیت پورفیری

این واحد فراوان‌ترین نوع پبل در کنگلومرای قره‌قیطان‌ است. دارای بافت پورفیری تا سرآیت است. پبل ها دارای 45 تا 50 فنوکریست بوده، شامل 19 تا 20 درصد کوارتز با اندازه حداکثر تا 3 میلی‌متر (عمدتاً خلیجی شکل)، 10 تا 15 درصد فلدسپار پتاسیم با اندازه حداکثر تا 2/2 میلی‌متر، 3 تا 5 درصد پلاژیوکلاز در حد آلبیت تا اندازه 4/1 میلی‌متر و 5 تا 10 درصد بیوتیت تا اندازه 2/2 میلی‌متر هستند. زمینه سنگ نیز از فلدسپار، کوارتز و بیوتیت تشکیل شده است. گاهی بافت گرافیک بین فلدسپار پتاسیم و کوارتز در متن مشاهده می‌شود. در برخی نمونه‌ها کانی زیرکن دیده می‌شود. در حد 2 تا 3 درصد کلریت حاصل تبدیل بیوتیت‌ها، و سرسیت محصول تجزیه فلدسپار‌ها به‌عنوان کانی ثانویه مشاهده می‌شود (شکل 2- الف).

مسکوویت‌بیوتیت‌گرانیت

بافت آن هپیدومورف گرانولار تا کمی گرافیک است. کانی‌ها شامل 40 تا 47 درصد کوارتز با اندازه حداکثر تا 4/2 میلی‌متر، 35 تا 40 درصد فلدسپار پتاسیم با اندازه حداکثر تا 4/1 میلی‌متر، 5 تا 8 درصد پلاژیوکلاز در حد آلبیت تا اندازه 1 میلی‌متر، 2 تا 3 درصد بیوتیت تا اندازه 8/0 میلی‌متر و 1 تا 2 درصد مسکوویت تا اندازه 8/0 میلی‌متر هستند. در حد 2 تا 3 درصد کلریت حاصل تبدیل بیوتیت‌ها، و سرسیت محصول تجزیه فلدسپار‌ها به‌عنوان کانی ثانویه مشاهده می‌شود (شکل 2- ب).

مسکوویت بیوتیت گرانیت پورفیری

بافت آن پورفیری با زمینه دانه‌درشت است. کانی‌های درشت‌بلور (فنوکریست) که جمعاً 28 تا 31 درصد سنگ را به خود اختصاص داده‌اند، شامل 8 تا 10 درصد کوارتز با اندازه حداکثر تا 8/1 میلی‌متر، 1 تا 2 درصد فلدسپار پتاسیم با اندازه حداکثر تا 3 میلی‌متر، 10 تا 15 درصد پلاژیوکلاز در حد آلبیت تا اندازه 2/2 میلی‌متر، 2 تا 3 درصد بیوتیت تا اندازه 8/0 میلی‌متر و حدود 1 درصد مسکوویت تا اندازه 4/0 میلی‌متر هستند. زمینه سنگ نیز از فلدسپار، کوارتز، بیوتیت و مسکوویت تشکیل شده است. حدود 5/0 درصد کانی کدر شکل‌دار نیز دیده می‌شود. در حد 2 تا 3 درصد کلریت حاصل تبدیل بیوتیت‌ها، و سرسیت محصول تجزیه فلدسپار‌ها به‌عنوان کانی ثانویه مشاهده می‌شود (شکل 2- پ).

آلکالی‌گرانیت پورفیری

بافت آن پورفیری با زمینه دانه‌متوسط تا درشت است. کانی‌های درشت بلور (فنوکریست) جمعاً 20 تا 25 درصد سنگ را به خود اختصاص داده‌اند و شامل 8 تا 10 درصد کوارتز با اندازه حداکثر تا 8/1 میلی‌متر، 10 تا 14 درصد فلدسپار پتاسیم با اندازه حداکثر تا 2 میلی‌متر و 1 درصد پلاژیوکلاز در حد آلبیت تا اندازه 2 میلی‌متر هستند. زمینه سنگ از فلدسپار و کوارتز تشکیل شده است. حدود 5/0 درصد کانی کدر شکل‌دار نیز دیده می‌شود (شکل 2- ت).

گرانیت پورفیری

بافت آن سرآیت است. کانی‌های آن شامل 45 تا 50 درصد کوارتز با اندازه حداکثر تا 4 میلی‌متر، 40 تا 42 درصد فلدسپار پتاسیم با اندازه حداکثر تا 6 میلی‌متر و 5 تا 8 درصد پلاژیوکلاز در حد آلبیت تا اندازه 8/1 میلی‌متر هستند. در حد 2 تا 3 درصد کلریت حاصل تبدیل بیوتیت‌ها، و سرسیت محصول تجزیه فلدسپار‌ها به‌عنوان کانی ثانویه مشاهده می‌شود (شکل 2- ث).

بیوتیت‌آلکالی‌گرانیت

بافت آن هپیدومورف گرانولار است. کانی‌ها شامل 40 تا 42 درصد کوارتز با اندازه حداکثر تا 3 میلی‌متر، 35 تا 40 درصد فلدسپار پتاسیم با اندازه حداکثر تا 2 میلی‌متر، 10 تا 15 درصد پلاژیوکلاز در حد آلبیت تا اندازه 2/1 میلی‌متر و 2 تا 3 درصد بیوتیت تا اندازه 4/1 میلی‌متر هستند. دارای 2 تا 3 درصد کلریت حاصل از تبدیل بیوتیت‌ها، و 1 درصد سرسیت محصول تجزیه فلدسپار‌ها به‌عنوان کانی ثانویه است (شکل 2- ج).

شکل 2- تصاویر مقاطع میکروسکوپی پبل‌های گرانیتوییدی و دایک در نور XPL. الف) واحد بیوتیت‌گرانیت پورفیری، ب) واحد مسکوویت‌بیوتیت‌گرانیت، پ) واحد مسکوویت‌بیوتیت‌گرانیت پورفیری، ت) واحد آلکالی‌گرانیت پورفیری، ث) واحد گرانیت پورفیری، ج) واحد بیوتیت‌آلکالی‌گرانیت، چ) واحد بیوتیت‌کوارتز مونزونیت پورفیری، ح) واحد دایک هورنبلند دیوریت پورفیری

بیوتیت‌کوارتز‌مونزونیت پورفیری

بافت آن پورفیری با زمینه دانه‌ریز است. کانی‌های درشت بلور (فنوکریست) جمعاً 50 تا 55 درصد سنگ را به خود اختصاص داده‌اند و شامل 15 تا 20 درصد کوارتز با اندازه حداکثر تا 5 میلی‌متر (عمدتاً خلیجی شکل)، 10 تا 15 درصد فلدسپار پتاسیم با اندازه حداکثر تا 7/1 میلی‌متر، 8 تا 10 درصد پلاژیوکلاز در حد آلبیت تا اندازه 4/1 میلی‌متر و 8 تا 10 درصد بیوتیت تا اندازه 6/1 میلی‌متر هستند. زمینه سنگ از فلدسپار، کوارتز و بیوتیت تشکیل شده است. در حدود 8 تا 10 درصد کلریت حاصل تبدیل بیوتیت‌ها، و 2 درصد سرسیت محصول تجزیه فلدسپار‌ها به‌عنوان کانی ثانویه مشاهده می‌شود (شکل 2- چ).

لاتیت‌آندزیت

بافت آن پورفیری با زمینه بسیار دانه‌ریز است. کانی‌های درشت بلور (فنوکریست) جمعاً 10 تا 15 درصد سنگ را به خود اختصاص داده‌اند و شامل 6 تا 7 درصد فلدسپار پتاسیم با اندازه حداکثر تا 4/1 میلی‌متر و 7 تا 8 درصد پلاژیوکلاز تا اندازه 2 میلی‌متر هستند. 4 تا 5 درصد کانی کدر نیمه شکل‌دار نیز دیده می‌شود. زینولیت‌هایی از یک واحد دیوریتی با بافت تراکیتی داخل گدازه وجود دارد. این واحد شدیداً سیلیسی شده، 10 تا 15 درصد کوارتز در متن و به‌صورت رگچههای ظریف مشاهده می‌شود.

بیوتیت‌کوارتز‌لاتیت

بافت آن پورفیری با زمینه بسیار دانه‌ریز است. کانی‌های درشت بلور (فنوکریست) جمعاً 8 تا 10 درصد سنگ را به خود اختصاص داده‌اند و شامل 1 درصد فلدسپار پتاسیم با اندازه حداکثر تا 8/0 میلی‌متر، 2 تا 3 درصد پلاژیوکلاز تا اندازه 6/1 میلی‌متر، 2 تا 3 درصد کوارتز تا اندازه 2 میلی‌متر و 2 تا 3 درصد بیوتیت تا اندازه 8/0 میلی‌متر است. تا 2 درصد کانی کدر نیمه شکل‌دار نیز دیده می‌شود. این واحد شدیداً سیلیسی شده، بیش از 40 درصد کوارتز در متن و به‌صورت رگچه‌های ظریف و 2 تا 3 درصد کلریت حاصل تبدیل بیوتیت مشاهده می‌شود.

هورنبلند‌ دیوریت پورفیری

بافت آن پورفیری با زمینه تقریباً جریانی، دانه‌درشت است. کانی‌های درشت بلور (فنوکریست) جمعاً 8 تا 10 درصد سنگ را به خود اختصاص داده‌اند و شامل 6 تا 8 درصد پلاژیوکلاز (آندزین) تا اندازه 4/2 میلی‌متر و 1 تا 2 درصد هورنبلند تا اندازه 2/2 میلی‌متر است. زمینه سنگ نیز متشکل از فلدسپار، هورنبلند و کوارتز هستند. تا 4 درصد کانی کدر نیمه شکل‌دار نیز دیده می‌شود. در حد 15 تا 20 درصد کلریت و 2 تا 3 درصد اپیدوت حاصل تبدیل کامل هورنبلند، و 10 تا 15 درصد کربنات و 1 درصد سرسیت محصول تجزیه پلاژیوکلاز به‌عنوان کانی ثانویه مشاهده می‌شود. این واحد متحمل دگرسانی شدید پروپلیتیک شده است (شکل 2- ح).

پذیرفتاری مغناطیسی

Ishihara (1977) مقدار پذیرفتاری مغناطیسی گرانیتوییدهای سری مگنتیت (اکسیدان) را (به‌دلیل حضور کانی فرعی مگنتیت) بیش از SI ^5-10×80 و گرانیتوییدهای سری ایلمنیت (احیایی) را کم‌تر از این مقدار می‌داند. اندازه‌گیری پذیرفتاری مغناطیسی در نمونه‌ها در دانشگاه فردوسی مشهد و با استفاده از دستگاه پذیرفتاری سنج مدل GMS2 با دقت
SI ^5-10×1، ساخت شرکت سینترکس کانادا انجام شده است. مقدار پذیرفتاری مغناطیسی پبل‌های گرانیتوییدی از SI ^5-10×2 تا SI ^5-10×27 و دایک دیوریتی از SI ^5-10×100 تا SI ^5-10×400 متغیر است که نشان می‌دهد پبل‌های گرانیتی و مونزونیتی همگی از نوع گرانیتوییدهای احیایی سری ایلمنیت و دایک قطع کننده آن‌ها از نوع گرانیتوییدهای اکسیدان سری مگنتیت هستند (شکل 3).

علاوه بر پذیرفتاری مغناطیسی پبل‌ها، ترکیب کانی‌‌شناسی آن‌ها که عمدتاً شامل درشت بلورهایی از بیوتیت و کم‌تر مسکوویت بوده، کانی کدر مگنتیت دیده نشده است، طیف ترکیبی عمدتاً گرانیتی آن‌ها و ویژگی‌های پتروشیمیایی که در ادامه بحث می‌شود، نشان می‌دهد که همه پبل‌ها متعلق به سری ایلمنیت (احیایی) هستند.

شکل 3- پذیرفتاری مغناطیسی پبل‌های گرانیتوییدی کنگلومرای قره‌قیطان‌ و دایک دیوریتی جوان‌تر از آن

ژئوشیمی پبل‌ها

اکسیدهای اصلی

نتایج تجزیه اکسیدهای اصلی پبل‌ها و دایک دیوریتی در جدول 1 آورده شده است. مقدار SiO₂ پبل‌ها از 47/66 تا 37/75 درصد متغیر است. این اکسید درنمونه دایک در حد 50 درصد است. برای نام‌گذاری سنگ‌ها بر اساس اکسیدهای اصلی از نمودار سنگ‌های پلوتونیک Na₂O+K₂O در برابر SiO₂ (Middelmost, 1994) استفاده شد. بر اساس این رده‌بندی پبل‌ها در محدوده گرانیت، آلکالی‌گرانیت و گرانودیوریت قرار می‌گیرند. دایک نیز در محدوده کوارتز دیوریت قرار گرفته است (شکل 4). میزان K₂O از 32/1 تا 8/5 درصد متغیر است (جدول 1). در نمودار K₂O در مقابل Na₂O نیز اغلب پبل‌ها در محدوده سری پتاسیک، بیوتیت کوارتز مونزونیت پورفیری (PG-8) و بیوتیت گرانیت پورفیری (PG-5) در مرز پتاسیم متوسط تا پتاسیم بالا و مسکوویت بیوتیت گرانیت پورفیری (PG-16) در محدوده سری سدیک ترسیم شده‌اند (شکل 5). در نمودار Villaseca و همکاران (1998) نمونه PG-7 (بیوتیت‌گرانیت پورفیری) در محدوده شدیداً پرآلومین، نمونه‌های بیوتیت‌گرانیت پورفیری PG-3، PG-9 و PG-13، بیوتیت‌کوارتز مونزونیت پورفیری (PG-8) و مسکوویت ‌بیوتیت‌گرانیت پورفیری (PG-16) در محدوده متوسط پرآلومین، مسکوویت‌بیوتیت‌گرانیت (PG-11) و گرانیت پورفیری (PG-12) در محدوده کم پرآلومین و پبل‌های دیگر که شامل واحدهای بیوتیت‌گرانیت پورفیری (PG-2, PG-5, PG-10)، آلکالی‌گرانیت پورفیری (PG-6)، بیوتیت‌آلکالی‌گرانیت (E6P) و گرانیت پورفیری (PG-1) هستند در محدوده متاآلومین قرار می‌گیرند (شکل 6). این مسئله نشان‌دهنده ترکیب شیمیایی گرانیتوییدهای احیایی است.

جدول 1- نتایج تجزیه اکسیدهای اصلی (بر حسب درصد وزنی) پبل‌های آذرین درونی کنگلومرای قره‌قیطان‌ و دایک جوان‌تر از آن

Sample No.	PG-12	PG-7	PG-1	PG-8	PG-13	PG-2	PG-3	PG-10	PG-16	PG-9	PG-11	PG-5	PG-6	E6P	PG-17	PG-18
Rock Type*	GP	GP	GP	MP	GP	GP	GP	GP	GP	GP	GP	GP	GP	GP	DD	DD
X	292211	292210	292207	292214	292208	292210	292210	292211	295634	292209	292210	292211	292209	292210	295634	295634
Y	3988490	3988489	3988485	3988492	3988493	3988492	3988492	3988494	3986891	3988491	3988489	3988490	3988493	3988490	3986890	3986890
SiO₂	73.41	67.59	75.37	66.47	68.67	69.06	68.59	72.93	73.75	71.02	73.55	74.71	74.11	75.89	50.07	50.52
TiO₂	0.19	0.39	0.1	0.42	0.47	0.28	0.38	0.21	0.18	0.4	0.17	0.12	0.1	0.13	0.92	0.85
Al₂O₃	13.21	14.98	12.16	13.29	14.16	13.68	14.87	12.87	13.52	13.01	12.95	11.78	12.09	11.99	14.95	14.72
FeO^t	1.56	5.87	1.23	7.71	4.67	4.14	4.14	2.32	2.54	4.06	1.9	2.09	2.47	1.35	11.58	11.52
MnO	0.01	0.02	0.03	0.11	0.08	0.08	0.06	0.05	0.07	0.08	0.04	0.03	0.01	0.03	0.23	0.19
MgO	0.42	1.02	0.23	2.74	1.15	0.78	0.97	0.54	1.18	1.22	0.55	0.21	0.08	0.21	4.01	4.56
CaO	0.91	1.21	1	2.32	1.41	2.42	1.17	0.97	1.23	0.89	1.01	1.55	0.96	0.79	10.23	11.03
Na₂O	2.99	2.64	3.78	3.02	3.11	3.3	3.76	3.79	4.92	3.15	3.18	3.94	3.16	3.86	2.84	3.61
K₂O	5.49	5.03	4.61	2.64	4.84	3.91	4.63	5.05	1.32	4.31	5.14	4.21	5.8	4.59	1.84	0.35
P₂O₅	0.06	0.11	0.02	0.1	0.15	0.08	0.1	0.06	0.07	0.13	0.09	0.02	0.02	0.02	0.47	0.48

* GP= Granitic Pebble, MP= Monzonitic pebble, DD= Dioritic dike

شکل 5- موقعیت قرارگیری پبل‌های آذرین درونی کنگلومرای قره‌قیطان‌ در نمودار Middlemost (1975) برای تفکیک توده‌های سری سدیک، پتاسیم متوسط و پتاسیم بالا

شکل 4- نام‌گذاری پبل‌های آذرین درونی کنگلومرای قره‌قیطان‌ و دایک جوان‌تر از آن در نمودار Middlemost (1994)

شکل 6- موقعیت قرارگیری پبل‌های آذرین درونی کنگلومرای قره‌قیطان‌ در نمودار Villaseca و همکاران (1998) برای تفکیک توده‌های پرآلومین و متاآلومین (h-p= شدیداً پرآلومین، m-p= متوسط پرآلومین، l-p= کم پرآلومین، f-p= پرآلومین شدیداً فلسیک)

عناصر فرعی و خاکی کمیاب

نتایج تجزیه عناصر فرعی و خاکی کمیاب بر حسب گرم در تن در جدول 2 آورده شده است. در نمودار تفکیک گرانیتوییدهای A از I و S بر اساس اکسیدهای اصلی و عناصر فرعی گالیم و آلومینیم، پبل‌ها در محدوده I و S ترسیم شده، ماهیت شیمیایی آن‌ها با گرانیتوییدهای A متفاوت است (شکل 7).

شکل 8 الگوی عناصر نادرخاکی به‌هنجار شده نسبت به کندریت، بر اساس داده‌های Boynton (1985) را نشان می‌دهد. با توجه به نوع و میزان آنومالی عناصر خاص در الگوهای عناصر نادرخاکی می‌توان مواردی مانند: عمق نسبی تشکیل ماگما، تعیین نوع و درصد کانی‌های سنگ ﻣﻨﺸﺄ، شرایط ذوب، درصد ذوب و نوع ذوب را مشخص نمود. ضریب توزیع عناصر بین کانی و ماگما مهم‌ترین عامل تغییرات در ترکیب ماگمای تولید شده (ذوب) و همچنین، تفریق در زمان تبلور است. توزیع عناصر در کانی توسط شعاع یونی، بار یونی، عدد کئوردیناسیون و الکترونگاتیوتیه کنترل می‌شوند. ضریب توزیع عناصر بین کانی و ماگما به عوامل متعددی بستگی دارد که مهم‌ترین آن‌ها عبارتند از: نوع کانی، تغییرات در ترکیب کانی، شرایط ذوب (فشار، میزان آب، فوگاسیته اکسیژن- CO₂). عناصری که داری ضریب توزیع کمتر از یک هستند (مانند Lu, Y, Yb در کانی گارنت) در هنگام ذوب‌بخشی با نرخ پایین، بخش اعظم این عناصر وارد ماگما می‌شوند. بر عکس عناصری که دارای ضریب توزیع بیش از یک هستند (مانند La, Ce در کانی گارنت) با ذوب‌بخشی کم، مقدار جزیی این عناصر وارد ماگما می‌شوند، بنابراین، از نسبت (La/Yb)_N می‌توان حضور گارنت و در نتیجه عمق ذوب را برآورد نمود.

جدول 2- نتایج تجزیه عناصر فرعی و نادرخاکی (بر حسب ppm)‌ پبل‌های گرانیتوییدی کنگلومرای قره‌قیطان‌

Sample No.	PG-7	PG-13	PG-3	PG-16	PG-9	PG-11	PG-5	PG-6	E6P
Rock Type*	GP	GP	GP	GP	GP	GP	GP	GP	GP
X	292210	292208	292210	295634	292209	292210	292211	292209	292210
Y	3988489	3988493	3988492	3986891	3988491	3988489	3988490	3988493	3988490
Ba	962	893	1448	300	831	678	309	116	543
Rb	132	113	111	46	103	157	135	88	101
Sr	105	208	170	148	162	123	67	35	102
Zr	208	230	271	109	190	103	54	133	125
Nb	10	14	11	10	12	10	12	5	9
Ni	11	6	8	6	6	4	2	2	3
Co	6	6	6	5	5	2	1	1	1
Zn	54	72	51	37	58	24	9	4	7
Y	14	15	13	12	14	21	10	5	11
Cs	22	16	26	1	24	9	2	9	2
Ta	0.8	1	0.6	1	1	1	2	0.3	1
Hf	6	7	8	3	5	4	3	5	5
Ga	16	15	15	13	13	13	12	13	12
La	24.3	33.3	24.8	24.9	22.4	29.3	14.3	13.9	34.1
Ce	54.3	76	54.2	49.6	48.8	64.6	31	33.3	71.4
Pr	6.16	8.41	6.25	5.03	5.09	7.08	3.39	4.40	7.6
Nd	23.2	30.5	22.8	17.6	19.1	24.8	11.7	17	27.4
Sm	3.99	4.82	3.63	2.81	3.45	4.49	2.21	2.92	4.33
Eu	0.52	0.86	0.9	0.60	0.61	0.72	0.32	0.44	0.9
Gd	3.18	3.48	2.98	2.27	306	3.71	1.74	1.84	3.17
Tb	0.49	0.52	0.46	0.38	0.50	0.64	0.30	0.24	0.46
Dy	2.68	2.86	2.62	2.15	2.64	3.73	1.76	1.21	2.38
Ho	0.5	0.55	0.50	0.42	0.51	0.73	0.35	0.20	0.44
Er	1.51	1.69	1.52	1.30	1.46	2.10	1.05	0.58	1.25
Tm	0.23	0.27	0.23	0.21	0.21	0.32	0.18	0.10	0.20
Yb	1.53	1.89	1.53	1.46	1.35	2.16	1.40	0.71	1.24
Lu	0.23	0.29	0.23	0.23	0.20	0.32	0.21	0.12	0.19
Eu/Eu*	0.45	0.64	0.84	0.73	0.57	0.54	0.50	0.58	0.74
(La/Yb)_N	10.71	11.88	10.93	11.50	11.19	9.15	6.89	13.20	18.54

* GP= Granitic Pebble, MP= Monzonitic pebble, DD= Dioritic dike

شکل 7- پبل‌های آذرین درونی کنگلومرای قره‌قیطان‌ در نمودار Whalen و همکاران (1987) در محیط گرانیتوییدهای نوع I و S ترسیم شده‌اند.

شکل 8- الگوی عناصر نادرخاکی به‌هنجار نسبت به کندریت شده بر اساس داده‌های Boynton (1985)

عنصر Nb شاخص بسیار خوب در تشخیص موقعیت تکتونیکی ماگماتیسم است. نمودار عنکبوتی سنگ‌های آذرین تشکیل شده در کمربندهای ماگمایی منطبق بر زون‌های فرورانش جزایر قوسی و حاشیه قاره‌ها در مقایسه به ماگماتیسم زون گسترش (MORB و
E-MORB) و سایر مناطق تکتونیکی دارای آنومالی منفی (کاهیدگی) از این عنصر است.

مطالعات انجام شده توسط Westrenen و همکاران (1999)درباره گارنت با ترکیب پیروپ - گروسولار نشان داد که با افزایش میزان پیروپ گارنت از 9 درصد مولی به 84 درصد، ضریب توزیع Nb بین گارنت و ماگما از 4/0 به 03/0 کاهش یافته است (جدول 3). بر این اساس در مناطق فروانش، در عمقی که گارنت حضور دارد و در ذوب‌بخشی مشارکت می‌کند، گارنت باید غنی از پیروپ باشد. بازالت‌های E-MORB (آنومالی منفی Nb دیده نمی‌شود) از اعماق زیاد که در آنجا گارنت پایدار است تشکیل می‌شوند، اما به‌دلیل تفاوت در ترکیب گارنت و در نتیجه ضریب توزیع کاهیدگی Nb دیده نمی‌شود.

ضریب توزیع عناصر La، Hf، Sr و Ti در کانی گارنت با کاهش در میزان پیروپ، مشابه Nb افزایش یافته است (جدول 3). ضریب توزیع عناصر Yb و Lu در کانی گارنت با کاهش در میزان پیروپ کاهش یافته است (جدول 3). تغییرات در میزان پیروپ گارنت تاثیر فوق‌العاده زیادی بر ضریب توزیع عناصر La، Nb و Sr در گارنت دارد (جدول 3). به‌طور کلی ضریب توزیع عناصر LREE در کانی گارنت همیشه خیلی کوچک‌تر از عناصر HREE است. حضور گارنت و کلینوپیروکسن در منطقه ذوب‌بخشی موجب افزایش نسبت (La/Yb)_N می‌شود. درباره استفاده از نسبت (La/Yb)_N برای برآورد عمق باید در نظر داشت که علاوه بر تاثیر درصد ذوب‌بخشی، میزان پیروپ گارنت نیز تاثیر مهمی دارد Westrenen et al., 1999) (Klemme et al., 2002;.

جدول 3- ضریب توزیع چند عنصر بین گارنت و ماگما با 84 و 9 درصد مول پیروپ (Westrenen et al., 1999)

Py (9)	Py(84)
0.19	0.004	La
0.4	0.03	Nb
0.1	0.002	Sr
1.3	0.68	Hf
0.8	0.2	Ti
2.8	3.3	Yb
2.7	5.4	Lu

همان‌طور که مشخص است غنی‌شدگی نسبی در عناصر خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به الگوی مسطح عناصر خاکی کمیاب متوسط (MREE) و سنگین (HREE) در کلیه نمونههای پبل گرانیتی دیده می‌شود، اما این مقدار زیاد نیست. مقدار کم _N(La/Yb) نمونه‌ها (حداکثر 5/18) این موضوع را تایید می‌کند (جدول 2). بنابراین، گارنت در منطقه ذوب‌بخشی این‌ها حضور نداشته است. لازم به ذکر است که نمونه آلکالی‌گرانیت پورفیری (PG-6) الگوی کمی متفاوت با بقیه نشان می‌دهد و تهی‌شدگی بیشتری در عناصر HREE دارد که ممکن است در اثر تفریق‌یافتگی باشد. عنصر Eu نیز ناهنجاری منفی واضحی نشان می‌دهد و مقدار Eu/Eu* از 45/0 تا 84/0 متغیر است (شکل 8). ناهنجاری منفی Eu، احیایی بودن ماگما را تایید می‌کند (جدول 2).

در شکل 9 نمودار عنکبوتی پبل‌های آذرین درونی (گرانیتویید احیایی سری ایلمنیت) کنگلومرای قره‌قیطان‌ به‌هنجار شده نسبت به MORB نشان داده شده است. پبل‌های به‌هنجار شده نسبت به MORB دارای غنی‌شدگی در عناصر K، Rb و Ta و تهی‌شدگی در عناصر P و Ti و کمتر Ba است. از نکات مهم نبود تهی‌شدگی عنصر Nb در پبل‌ها است که نشان می‌دهد در زون فرورانش تشکیل نشده‌اند. همچنین، کاهیدگی شدیدی در Sr در پبل‌ها وجود دارد که می‌تواند مربوط به تشکیل آن‌ها در عمق پایداری پلاژیوکلاز باشد. به‌دلیل حضور فلدسپار پتاسیم بالا، K و Rb نیز در اغلب پبل‌ها بالا است.

شکل 9- نمودار عنکبوتی پبل‌های آذرین درونی کنگلومرای قره‌قیطان‌ که نسبت به MORB به‌هنجار شده است (مقادیر MORB از Pearce و Parkinson، 1993)

سن‌سنجی

کانی زیرکن کاربرد گسترده‌ای در تعیین سن مطلق گرانیتوییدها دارد. تعیین سن زیرکن به روش U-Pb-Th (دمای پایداری ایزوتوپی زیرکن تا 950 درجه سانتی‌گراد) بهترین روش سن سنجی سنگ‌های گرانیتوییدی است. تعیین سن زیرکن به روش fission track برای سن‌سنجی پدیده‌های حرارتی کمتر از 270 درجه سانتی‌گراد کاربرد دارد. برای تعیین سن رسوبات عهد حاضر از کانی زیرکن به روش U-He استفاده می‌شود.

تصویر کاتدولومینسانس زیرکن‌های بیوتیت‌گرانیت پورفیری (PG-3) در شکل 10 نشان داده شده است. در شکل 10 زیرکن‌ها دارای منطقه‌بندی منظم (سطوح رشد بلور دارای نظم و پیوستگی است) از مرکز به سمت حاشیه هستند (به استثنای نمونه‌‌های 12، 13 و 19). این منطقه‌بندی خاص زیرکن‌های ماگمایی است. نمونه‌های 12، 13 و 19 در مرکز دارای زیرکن گرد شده هستند (شکل 10). این زیرکن‌ها به‌همراه ماگما از سنگ ﻣﻨﺸﺄ (به‌دلیل نقطه ذوب بالای زیرکن بیش از 2000 درجه سانتی‌گراد) حمل شده و هنگام تبلور زیرکن جدید (با سن تبلور ماگما) در اطراف آن متبلور شده است. نتایج آنالیز سن‌سنجی بر روی این قطعه که فراوان‌ترین نوع پبل در کنگلومرای قره‌یطان است در جدول 4 آورده شده است. با توجه به تغییرات در میزان اورانیم زیرکون در یک بلور و در بلورهای مختلف یک سنگ برای سن سنجی حداقل 25 تا 30 بلور زیرکن (یک نقطه در مرکز و یک نقطه در حاشیه) اندازه‌گیری می‌شوند. در صورتی‌که اختلاف سن‌های اندازه‌گیری زیاد شوند، حداقل باید 50 بلور زیرکن اندازه‌گیری شوند.

در این مطالعه آنالیز روی 25 دانه زیرکن انجام شده است که در هر دانه یک نقطه از حاشیه و یک نقطه از مرکز آن تجزیه شده است. میانگین سن توده 343 میلیون سال (کربونیفر) به‌دست آمد (جدول 4، شکل 11). از طرفی نسبت U/Th در زیرکن، یک وسیله مناسب برای تعیین پتروژنز است، زیرا به‌طور معمول در زیرکن‌های دگرگونی نسبت U/Th بیش از 5 تا 10 و در زیرکن‌های آذرین کمتر از 5 تا 10 است (Rubatto et al., 2001; Rubatto, 2002). این نسبت در زیرکن‌های مطالعه شده کمتر از 5 بوده که تایید دیگری بر ماهیت ماگمایی زیرکن‌هاست. این ویژگی همراه با حرارت بسته شدن ایزوتوپی زیرکن تا 900 درجه سانتی‌گراد (Cherniak and Watson, 2000) به ما اجازه می‌دهد تا اطلاعات U-Pb به‌دست آمده را نماینده سن تبلور توده آذرین بدانیم. سه زیرکن شماره 12، 13 و 19 (شکل 10)، در مرکز دارای زیرکن گرد شده هستند. سن هسته زیرکن بسیار بالاتر از سن حاشیه است (1986، 1039 و 645 میلیون سال، شکل 12). برای جلوگیری از هرگونه خطا در آزمایش، به سفارش نویسندگان، آزمایش تا سه مرتبه در مرکز و حاشیه این زیرکن‌ها تکرار شد و نتایج یکسانی گرفته شد (جدول 5).

شکل10 - تصویر کاتدولومینسانس زیرکن‌های بیوتیت‌گرانیت پورفیری (نمونه PG-3)

جدول 4- نتایج آنالیز سن‌سنجی توده بیوتیت‌گرانیت پورفیری (نمونه PG-3)

Sample No.	U (ppm)	²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb	U/Th	²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb	±(%)	²⁰⁷Pb/²³⁵U	±(%)	*²⁰⁶Pb/²³⁸U**	±(%)	Best Age (Ma)	± (Ma)
PG-3-1C	141	12828	1.6	17.5581	6.2	0.4029	13.9	0.0513	12.5	322.5	39.3
PG-3-1R	343	299209	2.5	18.9744	2.4	0.3966	2.6	0.0546	0.9	342.6	3.1
PG-3-2C	741	128340	1.2	18.4660	0.9	0.4025	2.2	0.0539	2.0	338.4	6.5
PG-3-2R	385	71153	2.1	18.3608	1.2	0.4082	2.2	0.0544	1.8	341.3	6.1
PG-3-3C	162	115200	1.8	18.3146	5.3	0.4129	6.1	0.0548	2.9	344.2	9.8
PG-3-3R	215	399329	2.2	18.4460	3.9	0.4413	4.1	0.0590	1.4	369.8	5.0
PG-3-4C	138	134215	1.8	19.0604	6.9	0.3947	7.3	0.0546	2.2	342.5	7.5
PG-3-4R	70	48193	2.4	19.6312	11.9	0.3874	12.4	0.0552	3.5	346.1	11.8
PG-3-5C	236	203631	2.2	18.7843	2.3	0.3898	3.4	0.0531	2.5	333.6	8.0
PG-3-5R	168	186841	2.8	18.5040	4.4	0.4125	4.5	0.0554	1.0	347.4	3.3
PG-3-6C	197	179998	1.7	19.2797	2.9	0.3902	3.2	0.0546	1.4	342.4	4.6
PG-3-6R	384	563612	3.0	18.5833	2.2	0.4118	2.6	0.0555	1.3	348.3	4.4
PG-3-7C	810	71256	1.1	18.5452	1.7	0.4034	2.3	0.0543	1.6	340.6	5.4
PG-3-7R	313	432962	1.6	18.1012	1.9	0.4227	2.7	0.0555	1.9	348.2	6.4
PG-3-8R	774	644538	2.9	18.6153	1.4	0.3942	2.8	0.0532	2.5	334.3	8.1
PG-3-9C	525	368811	1.6	18.5863	1.0	0.3970	2.4	0.0535	2.1	336.1	6.9
PG-3-9R	262	472071	2.7	18.5306	2.5	0.4067	2.8	0.0547	1.3	343.0	4.4
PG-3-10C	302	482765	1.7	18.7516	2.0	0.4079	2.9	0.0555	2.1	348.1	7.1
PG-3-10R	529	501213	2.0	18.7443	1.2	0.4039	2.1	0.0549	1.7	344.6	5.6
PG-3-11R	294	265277	1.8	18.6889	2.5	0.3977	2.9	0.0539	1.4	338.4	4.7
PG-3-14C	315	393132	1.2	19.0625	3.1	0.3864	4.7	0.0534	3.5	335.5	11.5
PG-3-14R	398	418610	1.3	19.1236	2.6	0.3990	2.8	0.0553	1.0	347.3	3.2
PG-3-15R	326	24428	1.2	17.6786	3.3	0.4248	4.4	0.0545	2.9	341.9	9.6
PG-3-16C	118	106313	1.7	18.2598	5.7	0.4109	6.0	0.0544	1.8	341.6	5.8
PG-3-16R	99	55300	2.8	18.2669	8.0	0.4120	8.3	0.0546	2.2	342.6	7.5
PG-3-17R	436	174413	2.9	18.5563	2.2	0.4114	2.8	0.0554	1.8	347.4	6.1
PG-3-18R	308	609270	1.4	18.7127	2.2	0.3958	2.7	0.0537	1.6	337.3	5.1
PG-3-20C	158	202631	2.5	19.0967	3.5	0.4009	3.8	0.0555	1.4	348.3	4.7
PG-3-20R	398	390501	2.4	18.5738	2.0	0.4114	2.2	0.0554	0.8	347.7	2.8
PG-3-21C	206	112786	2.6	18.5161	4.4	0.4252	5.5	0.0571	3.3	357.9	11.4
PG-3-21R	124	265840	2.5	18.3597	6.0	0.4117	6.4	0.0548	2.2	344.1	7.5
PG-3-22C	389	239288	1.9	18.6882	2.5	0.4163	3.1	0.0564	1.7	353.9	6.0
PG-3-22R	463	405027	2.0	18.3319	3.2	0.4229	3.5	0.0562	1.5	352.6	5.1
PG-3-23C	85	79375	1.5	19.6761	9.9	0.3784	10.2	0.0540	2.5	339.1	8.3
PG-3-23R	155	243789	1.9	19.0948	5.4	0.4066	5.6	0.0563	1.6	353.1	5.5
PG-3-24C	649	277898	2.0	18.5425	1.7	0.4046	2.7	0.0544	2.1	341.5	6.9
PG-3-24R	826	716222	2.3	18.7343	0.9	0.4061	1.4	0.0552	1.2	346.3	3.9
PG-3-25C	417	494409	1.0	18.1533	5.7	0.4071	6.2	0.0536	2.4	336.6	7.9
PG-3-25R	384	167337	1.7	18.4151	1.3	0.4168	2.4	0.0557	2.0	349.2	6.7

شکل 11- نمودار میانگین سن تعیین شده از اطلاعات ایزوتوپی U-Pb در بیوتیت‌گرانیت پورفیری (PG-3)

شکل12- نمودار سن زیرکن‌های واقع در هسته

جدول 5- نتایج آنالیز سن‌سنجی توده بیوتیت‌گرانیت پورفیری (نمونه PG-3)

Sample No.	U (ppm)	²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb	U/Th	²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb	±(%)	²⁰⁷Pb/²³⁵U	±(%)	*²⁰⁶Pb/²³⁸U**	±(%)	Best Age (Ma)	±(Ma)
PG-3-12 Core (A)	105	870159	1.1	8.1939	0.5	5.8939	1.5	0.3503	1.4	1986.3	9.1
G-3-12-Core (B)	106	35638	1.1	8.1426	0.6	6.1958	2.1	0.3659	2.0	1997.4	10.0
G-3-12-Core (C)	259	71028	1.6	8.4496	0.7	5.0239	9.1	0.3079	9.1	1931.4	13.1
PG-3-12Rim	487	291565	4.3	17.3651	7.0	0.4259	14.0	0.0536	12.1	336.8	39.7
PG-3-13 Core (A)	79	152595	1.4	15.8285	5.9	0.9179	6.4	0.1054	2.5	645.8	15.1
G-3-13-Core (B)	106	9670	1.6	16.1792	0.9	0.9072	1.6	0.1064	1.3	652.1	8.3
G-3-13-Core –(C)	212	22383	2.5	16.5640	1.1	0.7597	3.5	0.0913	3.3	563.0	17.8
G-3-13-Core (D)	100	7494	1.7	16.3864	1.8	0.8984	2.2	0.1068	1.4	653.9	8.5
PG-3-13Rim	282	185689	1.8	18.6603	2.5	0.3914	3.5	0.0530	2.4	332.7	7.9
PG-3-19 Core (A)	164	180732	2.3	13.5281	2.3	1.5190	4.7	0.1490	4.1	1039.3	46.7
G-3-19-Core (B)	677	56409	19.0	14.3132	1.9	1.2348	4.7	0.1282	4.3	777.5	31.5
G-3-19-Core (C)	171	18736	1.1	13.5355	0.7	1.8222	4.4	0.1789	4.3	1038.2	14.6
G-3-19-Core (D)	358	30860	14.4	14.3283	2.3	1.3071	3.3	0.1358	2.3	821.0	17.7
PG-3-19Rim	355	234956	4.8	18.4904	2.2	0.4247	2.7	0.0570	1.6	357.1	5.5

این اطلاعات نشان می‌دهد که حداقل سه توده آذرین با سن‌های 1986، 1039 و 645 میلیون سال مربوط به پروتروزوییک به‌عنوان پی‌سنگ قدیمی در ناحیه وجود داشته که در طی زمان تحت تاثیر فرسایش قرار گرفته، کانی‌های آن‌ها و از جمله زیرکن به‌صورت آواری وارد حوضه رسوبی شده و تشکیل یک سنگ رسوبی را داده است. بعدها بر اثر برخورد خرد قاره‌ها و افزایش ضخامت پوسته، سنگ‌های رسوبی پس از طی مراحل دگرگونی شروع به ذوب‌بخشی نموده و ماگمای گرانیتی را به‌وجود آورده است (343 میلیون سال قبل). زیرکن کانی دیرگداز است. لذا زیرکن‌های از سنگ ﻣﻨﺸﺄ به‌همراه ماگما بالا آورده شده و زیرکن جدید (343 میلیون سال) روی نسل قدیم متبلور شده‌اند. این ویژگی (دو یا چند نسل زیرکن) معمولاً در گرانیت‌های نوع احیایی سری ایلمنیت وجود دارد.

ایزوتوپ‌های Rb-Sr و Sm-Nd

به‌منظور تعیین ﻣﻨﺸﺄ ماگما، دو نمونه بیوتیت گرانیت پورفیری (PG-3) و آلکالی‌گرانیت پورفیری (PG-6) مورد آنالیز ایزوتوپ‌های ناپایدار Rb-Sr و Sm-Nd قرار گرفتند (تجزیه کل سنگ) که نتایج آن در جدول‌های 6 و 7 آورده شده‌اند.

جدول 6- نتایج آنالیز ایزوتوپ‌های Rb-Sr در پبل‌های بیوتیت‌گرانیت پورفیری و آلکالی‌گرانیت پورفیری

Sample No.	AGE (Ma)	Rb (ppm)	Sr (ppm)	⁸⁷Rb/⁸⁶Sr	(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_m (2σ)	(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_initial
PG-3	343	106.61	157	1.9625	0.716442 (1)	0.706804
PG-6	343	84.93	32.97	7.4441	0.742799 (1)	0.706241

m= measured. Errors are reported as 1σ (95% confidence limit). The initial ratio of ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr calculated using ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr and (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_m and an age 343 (age based on zircon).

جدول 7- نتایج آنالیز ایزوتوپ‌های Sm-Nd در پبل‌های بیوتیت‌گرانیت پورفیری و آلکالی‌گرانیت پورفیری

Sample No.	AGE (Ma)	Sm (ppm)	Nd (ppm)	¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd	(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_m (2σ)	(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_initial	εNd M	εNd I	T_DM
PG-3	343	3.65	21.79	0.0746	0.512165 (1)	0.511936	-9.23	-5.03	1.19
PG-6	343	2.90	16.15	0.1850	0.512184 (1)	0.511938	-8.86	-4.99	1.25

m= measured. Errors are reported as 1σ (95% confidence limit). The initial ratio of ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd calculated using ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd and (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_mand an age of 343 (age based on zircon). εNdI= initial εNd value

مقدار نسبت ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr اولیه با توجه به 343 میلیون سال سن به‌دست آمده از زیرکن به‌ترتیب 706804/0 و 706241/0 محاسبه شد (جدول 6). مقدار ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd اولیه در نمونه بیوتیت‌گرانیت پورفیری 511936/0 و εN اولیه برابر با 03/5- و در نمونه آلکالی‌گرانیت پورفیری میزان همین مقادیر به‌ترتیب 511938/0 و 99/4- (با توجه به 343 میلیون سال سن به‌دست آمده از زیرکن) محاسبه شد (جدول 7). دامنه تغییرات ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr اولیه و εN اولیه در گرانیتوییدهای اکسیدان نوع I، احیایی نوع S و بازالت‌های MORB در جدول 8 آورده شده‌اند. با مقایسه داده‌های ایزوتوپی پبل‌های گرانیتی کنگلومرای قره‌قیطان‌ با جدول 8 و شکل‌های 13- الف و 13- ب می‌توان نتیجه گرفت، ﻣﻨﺸﺄ ماگما قطعات گرانیتی (پبل‌های گرانیتی) از ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته قاره‌ای بوده است.

جدول 8- ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr اولیه و εN اولیه (اطلاعات از Zindler و Hart، 1986 و Winter، 2001)

نوع سنگ	⁸⁷Sr/⁸⁶Sr اولیه	εN اولیه
پبل‌های گرانیتی کنگلومرای قره‌قیطان‌	706804/0	03/5-
پبل‌های گرانیتی کنگلومرای قره‌قیطان‌	706241/0	9/4-
بازالت‌های MORB	کمتر از 705/0	بیش از 4+
گرانیتوییدهای اکسیدان نوع I	کمتر از 707/0	بیش از 5/0+
گرانیتوییدهای احیایی نوع S	بیش از 706/0	کمتر از 1-

شکل 13 الف- موقعیت دو پبل گرانیتی کنگلومرای قره‌قیطان‌ در نمودار εNd در برابر _i(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) که در محیط ماگمایی مشتق شده از پوسته قاره‌ای واقع شده‌اند (نمودار اولیه از Zindler و Hart، 1986 و Winter، 2001)

شکل 13 ب- موقعیت دو پبل گرانیتی کنگلومرای قره‌قیطان‌ در نمودار (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i در برابر _i(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) که در محیط ماگمایی مشتق شده از پوسته قاره‌ای واقع شده‌اند (نمودار اولیه از Zindler و Hart، 1986 و Winter، 2001)

سن سنگ ﻣﻨﺸﺄ ماگمای پبل‌های گرانیتی را می‌توان با استفاده از نتایج ایزوتوپ‌های (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_m، (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)، εNd_m و εNd_i به دو روش محاسباتی و ترسیم به‌دست آورد (Depaolo, 1981, 1988). بر اساس روش محاسباتی سن سنگ ﻣﻨﺸﺄ 19/1 تا 25/1 میلیارد سال مشخص شد (جدول 7).

در روش ترسیمی از روش ارائه شده توسط (Depaolo, 1981, 1988) استفاده شد. با استفاده از داده‌های جدول 7 در نمودار شکل 14 ابتدا با استفاده از سن (343 میلیون) و εNd_i (03/5) نقطه A مشخص می‌شود. از نقطه A و εNd_m (23/9-) خطی ترسیم می‌کنیم و ادامه داده تا منحنی رشد گوشته تهی شده را قطع کند (نقطه B در شکل 14). نقطه B سن گوشته تهی شده (T_DM) در حدود 1250 میلیون سال قبل است که در آن زمان میزان εNd_m = +5 بوده است. از آنجایی‌که ﻣﻨﺸﺄ ماگمای پبل‌های گرانیتوییدی از پوسته قاره‌ای بوده، بنابراین، باید از منحنی رشد ایزوتوپی پوسته قاره‌ای استفاده شود. منحنی رشد ایزوتوپی پوسته قاره‌ای با قدمت 8/1 میلیارد سال توسط (Depaolo, 1981, 1988) مشخص شده است. از نقطه A خطی به موازات منحنی رشد 8/1 میلیارد سال ترسیم شد (شکل 14). این خط منحنی گوشته تهی‌شده (DM) را در نقطه C قطع نمود (شکل 14). در نقطه C سن پوسته قاره‌ای که پبل‌های گرانیتویید از آن ﻣﻨﺸﺄ گرفته (1450 میلیون سال) مشخص می‌شود (شکل 14).

شکل 14- نمودار تعیین سن سنگ ﻣﻨﺸﺄ پبل‌های گرانیتوییدی کنگلومرای قره‌قیطان‌ (T_f= سن پیل گرانیتی، T_DMسن گوشته تهی شده، T_chسن گوشته تهی نشده)

در صورتی‌که ماگمای پبل‌های گرانیتی در 343 میلیون سال قبل مستقیماً از گوشته تهی شده ﻣﻨﺸﺄ گرفته باشد، از نقطه A و سن 343 میلیون سال خطی ترسیم نموده تا منحنی گوشته تهی شده را قطع کند (نقطه D در شکل 14). در این صورت میزان εNd_m باید برابر با 9+ باشد (شکل 14) در حالی‌که میزان 23/9- ‌εNd_m است و این تاییدی بر این‌ است که ماگمای پبل‌های گرانیتی ﻣﻨﺸﺄ مستقیم گوشت‌های نداشته است.

از T_DM به‌منظور تعیین مراحل شکل و تکامل پوسته‌های قاره‌ای و همچنین، تهیه نقشه پی‌سنگ قاره‌ها نیز بهره گرفته می‌شود (Bor-ming et al., 2000; Zeh et al., 2007; Mikhalsky, 2008; Cordani and Sato, 1999; Sharma and Pandit, 2003).

بحث و نتیجه‌گیری

مطالعات پتروگرافی- ژئوشیمیایی بر روی پبل‌های آذرین درونی کنگلومرای قره‌قیطان‌ نشان می‌دهد که ترکیب این قطعات عمدتاً در حد گرانیت، آلکالی‌گرانیت و کمتر مونزونیت است. قطعه بیوتیت گرانیت پورفیری فراوان‌ترین نوع پبل است. این پبل‌ها عمدتاً پتاسیم بالا هستند و از نظر اندیس شاند از شدیداً پرآلومین تا متاآلومین متغیر هستند. الگوی به‌هنجار شده عناصر نادر خاکی پبل‌های گرانیتی قره‌قیطان‌ معرف تشکیل ماگما در حضور فلدسپار است. مقایسه این پبل‌ها با توده‌های نفوذی تیپیک تشکیل شده در زون فرورانش از نظر نمودارهای عنکبوتی به‌هنجار شده نسبت به MORB نشان می‌دهد که الگوی آن‌ها متفاوت بوده، کاهیدگی Nb که از ویژگی‌های ماگماهای زون فرورانش است در آن‌ها دیده نمی‌شود.

پذیرفتاری مغناطیسی پبل‌ها (SI ^5-10×2 تا SI ^5-10×27)، ترکیب کانی‌‌شناسی آن‌ها که عمدتاً شامل درشت بلور‌هایی از بیوتیت و به اندازة کمتر مسکوویت بوده، کانی کدر مگنتیت دیده نشده است، طیف ترکیبی عمدتاً گرانیتی آن‌ها و ویژگی‌های پتروشیمیایی، نشان می‌دهد همه پبل‌ها متعلق به سری ایلمنیت (احیایی) هستند.

سن‌سنجی بیوتیت گرانیت پورفیری به روش U-Pb بر روی کانی زیرکن، سن میانگین 343 میلیون سال (کربونیفر) را برای تبلور توده مشخص کرد.

مقدار نسبت ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr اولیه به ترتیب 706804/0 و 706241/0 و مقدار ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd اولیه در نمونه بیوتیت گرانیت پورفیری 511936/0 و εN برابر با 03/5- و در نمونه آلکالی‌گرانیت پورفیری میزان همین مقادیر به ترتیب 511938/0 و 99/4- به‌دست آمده است. این مقادیر نشان می‌دهد که ماگما از ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته قاره‌ای ﻣﻨﺸﺄ گرفته است

سن‌سنجی هسته و حاشیه دانه‌های زیرکن در بیوتیت گرانیت پورفیری وجود نسل‌های متفاوت زیرکن را در این پبل نشان داد. این اطلاعات نشان می‌دهد که حداقل سه توده آذرین با سن‌های 1986، 1039 و 645 میلیون سال مربوط به پروتروزوییک به‌عنوان پی‌سنگ قدیمه در ناحیه وجود داشته که در طی زمان تحت تاثیر فرسایش قرار گرفته، کانی‌های آن‌ها و از جمله زیرکن به‌صورت آواری وارد حوضه رسوبی شده و تشکیل یک سنگ رسوبی را داده است.

بعدها بر اثر برخورد خردقاره‌ها و افزایش ضخامت پوسته، سنگ‌های رسوبی پس از طی مراحل دگرگونی شروع به ذوب‌بخشی نموده و ماگمای گرانیتی را به‌وجود آورده است (343 میلیون سال قبل). زیرکن کانی دیرگداز است. لذا زیرکن‌های از سنگ ﻣﻨﺸﺄ به‌همراه ماگما بالا آورده شده و زیرکن جدید (343 میلیون سال) روی نسل قدیم متبلور شده‌اند. این ویژگی (دو یا چند نسل زیرکن) معمولاً در گرانیت‌های نوع احیایی سری ایلمنیت وجود دارد. در نمودار شکل 15 مراحل فرسایش، تشکیل سنگ رسوبی و ماگماتیسم ارائه شده است. در پی بسته شدن اقیانوس پالئوتتیس و تصادم صفحات ایران و توران، کوتاه‌شدگی و ضخیم‌شدگی در پوسته قاره‌ای در محل برخورد اتفاق افتاده است. این افزایش ضخامت باعث می‌شود تا سنگ‌های رسوبی پوسته ذوب شده و ماگمای اسیدی- حد واسطی احیایی از نوع S تولید شود.

شکل 15- نمودار نحوه تشکیل پبل‌های گرانیتوییدی قره‌قیطان‌

توده‌های تونالیت ده‌نو، گرانودیوریتی کوهسنگی و بیوتیت- مسکوویت لوکوگرانیت خواجه مراد نتیجه همین تصادم هستند. نتایج سن سنجی به روش U-Pb بر روی کانی زیرکن این توده‌ها، میانگین سن گرانودیوریت کوهسنگی را 4 ± 217 میلیون سال، تونالیت ده‌نو را 4 ± 215 میلیون سال و بیوتیت- مسکوویت لویکوگرانیت خواجه‌مراد را 4 ± 9/205 میلیون سال نشان داده است. بر این اساس سن این توده‌ها اواخر تریاس (نورین) است (کریم‌پور و همکاران، 2010 و 2011).

بنابراین، می‌توان نتیجه گرفت که قطعات گرانیتی نوع احیایی کنگلومرای قره‌قیطان‌ در نتیجه تصادم صفحات ایران و توران به‌وجود نیامده‌اند و حاصل یک برخورد بسیار قدیمی‌تر (کربونیفر) بین خرده قاره‌های موجود در محل تشکیل آن‌ها (در شمال منطقه آق‌دربند و احتمالاً در کشور ترکمنستان) بوده‌اند.

این توده‌ها پس از تشکیل در کربونیفر با گذشت زمان دچار فرسایش شده، پبل‌هایی از آن‌ها به سمت جنوب حرکت کرده، در حوضه رسوبی قرار گرفته و کنگلومرای قره‌قیطان‌ را در فاصله زمانی اواخر پرمین تا اوایل تریاس به‌وجود آورده است. پس از آن نیز فعالیت ماگمایی اکسیدان (سری مگنتیت) در منطقه به‌وقوع پیوسته و دایک دیوریتی را به‌وجود آورده که این کنگلومرا قطع نموده است.

سپاسگزاری

این پروژه با حمایت مالی دانشگاه فردوسی مشهد در ارتباط با طرح پژوهشی شماره 2 به شماره 15703/2مورخ 11/7/89 از طرح پژوهه انجام شده است. از جورج گرلز و ویکتور ولنسیا از گروه علوم زمین دانشگاه آریزونا به خاطر انجام آنالیز سن‌سنجی تشکر می‌کنیم.

مراجع

قائمی، ف. (1388) جایگاه تکتونیکی رخساره‌های رسوبی مجموعه پی‌سنگی حوضه کپه‌داغ. مجله رخساره‌های رسوبی 2(1): 61-80.

Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46: 605-622.

Barker, F. (1979) Trondhjemites, dacites and related rocks. Elsevier, Amsterdam.

Bor-ming, J., Wu, F. and Chen, B. (2000) Massive granitoid generation in Central Asia: Nd isotope evidence and implication for continental growth in the Phanerozoic. Episodes 23: 82-92.

Boynton, W. V. (1985) Cosmochemistry of the rare earth elements. Meteorite studies, In: P. Henderson (Ed.): Rare Earth Element Geochemistry. Developments in Geochemistry 2: 115-1522, Elsevier, Amsterdam.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8: 173-74.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh. Earth Sciences83: 1-26.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences 48(4) 489-499.

Cherniak, D. J. and Watson, E. B. (2000) Pb diffusion in zircon. Chemical Geology 172: 5-24.

Cordani, U. G. and Sato, K. (1999) Crustal evolution of the South American Platform, based on Nd isotopic ystematic on granitoid rocks. Episodes 22: 167-173.

Eftekharnezhad, J. and Behroozi, A. (1991) Geodynamic significance of recent discoveries of ophiolites and late Paleozoic rocks in NE Iran (including Kopet Dagh). Abhandlungen der Geologischen Bundesanstalt 38: 89-100.

Depaolo, D. J. (1981) Neodymium isotopes in the Colorado front range and crust-mantle evolution in the Proterozoic. Nature 291: 193-196.

DePaolo, D. J. (1988) Neodymium Isotope Geochemistry: An Introduction. Springer, New York.

Goldschmidt, K. T. (1956) Report on the coal deposit of Aghdarband. Iranian Oil Company. Tehran (Unpublished).

Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision zone magmatism. In: Coward, M. P. and Reis, A. C., (Eds.): Collision tectonics. Special published in Geological Society 19: 67- 81.

Ishihara, S. (1977) The magnetite- series and ilmenite- series granitic rocks. Mining Geology 27: 43-300.

Karimpour, M. H., Stern, C. R. and Farmer, L. (2010a) U-Pb-Th (zircon) Geochronology, Rb-Sr & Sm-Nd Isotopic Composition and Petrogenesis of Dehnow Kuhsangi Paleo-Tethys Diorite-Granodiorite, Mashhad, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 37: 384-393.

Karimpour, M. H., Stern, C. and Farmer, G. L. (2011) Rb-Sr and Sm-Nd isotopic compositions, U-Pb Age and Petrogenesis of Khajeh Mourad Paleo-Tethys Leuco-granite, Mashhad, Iran. Scientific Quarterly Journal Geosciences 20: 171-182

Klemme, S., Jonathand, D., Blundy, J. and Bernard, W. (2002) Experimental constraints on major and trace element partitioning during partial melting of eclogite. Geochimica et Cosmochimica Acta 66: 3109–3123.

Ludwing, K. R. (2003) User,s manual for Isoplot/Ex, version 3.0, a geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center, CA, Special Publication No.4.

Maniar, P. and Piccoli, P. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635- 643.

Middlemost, E. A. K. (1975) The basalt clan. Earth Sciences Reviews 11: 337-364.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks. Longman Publication Company: 221-226.

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews 37: 215-224.

Mikhalsky, E. V. (2008) Age of the earth’s crust and the Nd isotopic composition of the mantle sources of East Antarctic Complexes. Geochemistry International 46: 168-174.

Pearce, J. A. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. In: H. M., Prichard, T., Albaster, N. B. W. Harris and Neary, C. R. (Eds.): Magmatic Processes in Plate Tectonics. Geological Society of London Special Publication 76: 373-403.

Rubatto, D., Williams, I. S. and Buick, I. S. (2001) Zircon and monazite response to prograde metamorphism in the Reynolds Range Central Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 140: 458-468.

Rubatto, D. (2002) Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism. Chemical Geology 184: 123-138.

Ruttner, A. W. (1983) The pre-Liassic basement of the Aqdarband area, eastern Kopet Dagh. Geological Survey of Iran, Report No. 51.

Ruttner, A. W. (1984) The pre-Liassic basement of the eastern Kopet Dagh range. Neues Jahrbuch fur geologie und palantologie, Abhandlungen 168: 256-268.

Ruttner, A. W. (1991) Geology of the Aqdarband area (Kopet-Dagh, NE Iran). Abhandlungen der Geologischen Bundesanstalt 38: 7-79.

Ruttner, A. W. (1993) Southern borderland of Triassic Laurasia in northeast Iran. Geologische Rundschou 82: 110-120.

Shand, S. J. (1947) Eruptive rocks. T. Murby, London.

Sharma, R. S. and Pandit, M. K. (2003) Evolution of early continental crust. Current Science 84: 995-1001.

Stocklin, J. (1968) Structural history and tectonic of Iran. American Association of Petroleum Geologits Bulletin 52: 1229-1258.

Stöcklin J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: Burke, C. A. and Darke C. L. (Eds.): The geology of continent margins, Springer, New York.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust, its composition and evolution, an examination of the geochemical record preserved in sedimentary rocks. Blackwell, Oxford.

Villaseca, C., Barbero, L. and Herreros, V. (1998) A re-examination of the typology of peraluminous granite types in intra continental orogenic belts. Transaction of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences 89: 113-119.

Westrenen, W. V., Blundy, J. and Bernard W. (1999) Crystal-chemical controls on trace element partitioning between garnet and anhydrous silicate melt. American Mineralogist 84: 838-847.

Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites. geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 95: 407-419.

Winter, J. (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River, New Jersey.

Zanchi, A., Balini, M., Ghassemi, M. R. and Zanchetta, S. (2010) From thrusting to transpressional tectonics in the Aghdarband basin (NE Iran): Evidence for Cimmerian oblique convergence. Geological Survey of Iran, Mashhad.

Zeh, A., Gerdes, A., Klemd, R., Jakson, M. and Barton, J. R. (2007) Archaean to Proterozoic Crustal Evolution in the Central Zone of the Limpopo Belt (South Africa Botswana): Constraints from Combined U-Pb and Lu-Hf Isotope Analyses of Zircon. Journal of Petrology 48: 1605-1639.

Zindler, A. and Hart, S.R. (1986) Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 14: 493- 571.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,690

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 2,176

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

تعیین سن زیرکن به روش U-Pb-Th، ژئوشیمی ایزوتوپ‌های Sr و Nd و تعیین ﻣﻨﺸﺄ پبل‌های گرانیتوییدی کنگلومرای سازند قره‌قیطان‌ در منطقه آق‌دربند