پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,737 |
| تعداد مقالات | 14,203 |
| تعداد مشاهده مقاله | 34,918,519 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 13,928,916 |
مطالعه اثر تتراد در الگوی عناصر کمیاب خاکی مجموعه گرانیتوئیدی A-Type میشو در شمال‌غرب ایران | |||||
| پترولوژی | |||||
| مقاله 5، دوره 3، شماره 10، آذر 1391، صفحه 65-78 اصل مقاله (1.12 M) | |||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||
| نویسندگان | |||||
| مریم آهنکوب؛ احمد جهانگیری* ؛ محسن مؤید | |||||
| گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران | |||||
| چکیده | |||||
| گرانیتوئیدهای A-Type شرق میشو،گرانیت‌های پرآلومینوس تا ساب‌آلومینوس هستند که توسط ذوب‌بخشی پوسته تحتانی تشکیل شده‌اند و حاوی کانی‌های کوارتز، فلدسپات‌پتاسیک، پلاژیوکلاز، همراه با مقادیر اندکی آمفیبول و بیوتیت و کانی‌های فرعی آلانیت، زیرکن، آپاتیت و اکسیدهای آهن هستند. الگوی کندریت به‌هنجار شده REE در این گرانیتوئیدها یک الگوی اثر تتراد تیپ M با بی‌هنجاری شدیداً منفی Eu نشان می‌دهد. تلفیق داده‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی نشان می‌دهد تفریق بلورهای غنی از REE در طی تبلور تفریقی مذاب و سپس واکنش مذاب با سیالات در مراحل نهایی تبلور، مهم‌ترین عوامل کنترل‌کننده اثر تتراد در گرانیت‌های میشو هستند. | |||||
| کلیدواژه‌ها | |||||
| اثر تتراد؛ تیپ M؛ بی‌هنجاری منفی Eu؛ گرانیتوئید A-Type؛ میشو | |||||
| اصل مقاله | |||||
|
مقدمه عناصر کمیاب خاکی (REE) به‌طور وسیع برای تفسیر فرآیندهای ژئوشیمی در کارهای زمین‌شناسی و اکتشافات فلزی با ارزش به‌کار می‌روند (Kawabe, 1999a ;Ohta and Kawabe, 2000)، به‌طوری‌که روند الگوی REE، می‌تواند نشانه‌هایی از خاستگاه ژئوشیمی و فرآیندهای مؤثر در تفریق را به ارث ببرد. همچنین عناصر سریم و ایروپیم می‌توانند منعکس‌کننده شرایط اکسیداسیون و احیا در زمان تشکیل سنگ‌ها باشند. یکی از الگوهای بسیار جالب درREE ، الگوی اثر تتراد (Tetrad Effect) است. این الگو به‌عنوان یک شاخص ژئوشیمی مهم و ردیاب برای تکامل پتروژنز ماگماهای گرانیتی استفاده می‌شود. علاوه بر مشاهده اثر تتراد در الگوی REE، برخی مواقع شکل‌های دیگری در الگوی REE وجود دارد که برای استنباط اطلاعات ژئوشیمی بسیار مفید هستند (Masuda et al., 1987; Masuda and Akagi, 1989; Akagi et al., 1994). نخستین‌بار Peppard و همکاران (1969) مسأله اثر تتراد را به‌طور تجربی، در لانتانیدها برای سیستم تقطیر مایع- مایع کشف کرد. این الگو در ارتباط با الکترون‌های لایه 4F از Ln3+ به‌وجود آمده بود. وی در هنگام مطالعه مشتقات مایع- مایع (مایعات بنزنی شامل H[DOP] (دی‌اکتا فسفنیک اسید) دانشمندان این الگوی اثر تتراد را Refined spin-pairing energy theory تفسیر کردند (Jørgenson, 1979). مطالعات زیادی بر روی ژئوشیمی اثر تتراد در الگوی REE انجام گرفته است (Kawabe, 1999a, Kawabe, 1999b). لازم به ذکر است در گذشته، الگوهای مشابه با پدیده‌های تتراد، به عنوان الگوی Kinked یا Zigzage بیان شده است(Goad and Cerny, 1981).
شکل 1- نمونه اثر تتراد، تغییرات Log K با عدد اتمی (Peppard et al., 1969)
تحقیقات نشان می‌دهد که برخی خصوصیات فیزیکی REE، مانند شعاع یونی، حجم سلولی و انرژی آزاد تشکیل مجموعه‌ها، دخالت مستقیمی در مشخصات شکل اثر تتراد دارد (Le Fort, 1981; Vidal et al., 1982). در این بین، روش‌های ریاضی نیز برای بیان بزرگی اثر تتراد ارائه شده است (Masuda et al., 1994). داده‌های نظری و تحقیقات آزمایشگاهی نشان می‌دهد که فرآیند تفریق، محرک مناسبی در ایجاد اثر تتراد در الگوی REE است (Reisfeld and Jørgensen, 1977; Jørgensen, 1979; Caro et al., 1981). در سال‌های اخیر، با استفاده از اثر تتراد در الگوی REE، نتایج بسیار رضایت‌بخشی در مورد فرآیندهای پتروژنتیک و متالوژنیک به‌دست آمده است به‌طوری‌که امروزه محققان از الگوی فوق برای تعیین ژنز نهشته‌های معدنی همراه با گرانیتها استفاده می‌کنند (Zhenhua et al., 2002; Jahn and Ishihara, 2006). علاوه بر این، نسبت‌های La/Yb، La/Sm، Gd/Yb، Eu/Eu* و Ce/Ce* نیز می‌تواند اطلاعات پتروژنتیک مهمی را فراهم کند (Walker et al., 1986). نخستین‌بار، Masuda و همکاران (1987)، حضور دو نوع اثر تتراد یعنی نوع M و نوع W را در الگوی اثر تتراد شناسایی کردند. به نظر می‌رسد تفاوت انرژی آزاد گیبس انواع REE در فازهای سنگ و سیال، به اختلاف در روند اثر تتراد و تشکیل نوع W و یا M منجر خواهد شد (Irber, 1999). نخستین گزارش در خصوص الگوی اثر تتراد نوع M در گرانیتها، توسط Masuda و Akagi (1989) و الگوی اثر تتراد نوع W در گرانیتها، با منحنی مقعر به سمت پایین، توسط Zhenhua و همکاران (2002) منتشر شد. پس از آن گزارشات زیادی مبنی بر الگوی اثر تتراد نوع M ازگرانیت‌های جنوب چین، مصر و آلمان ارائه شدند (Miller and Mittlefehldt, 1982; Veksler et al., 2005). نتیجه نهایی کلیه داده‌های مطالعه شده در این زمینه به ارائه نمودار Masuda-Coreyll با یک روند خطی با شیب ملایم منجر شد که امروزه به‌طور وسیعی از آن در تحقیقات پتروژنتیک و متالوژنیک استفاده می‌شود (Jolliff et al., 1989; Yurimoto et al., 1990; Hidaka et al., 1992; Akagi et al., 1994). همچنین استفاده از Dy در تعیین نوع الگوی اثر تتراد، به لحاظ فراوانی مقادیر Dy، بسیار متداول است. در چنین شرایطی، در صورت بالا بودن مقادیر Dy/Dy* (بیشتر از 1) الگوی اثر تتراد نوع M و در صورت پایین بودن آن (کمتر از 1) این الگو به صورت نوع W خواهد بود (Takahashi et al., 2002). عامل اصلی استفاده از این شاخص در الگوی REE عبارتند از: الف) داده‌های Dy، فراوان‌تر، دقیق‌تر و مفیدتر از داده‌های مربوط به عناصری مانند Tb، Tm و Lu هستند. بنابراین برای بیان اثر تتراد و درجات آن، از شاخص Dy، که یک شاخص بسیار حساس و قابل قبول است، استفاده می‌شود. البته در برخی مواقع شاخص Pr نیز دقیق است و اثر تتراد بیشتری روی تترادهای سوم و چهارم نشان می‌دهد که احتمالاً با تغییر در ساختمان LREE، مرتبط است (Pan, 1997). ب) ترسیم فراوانی Y بر روی الگوی REE کندریت به‌هنجار‌شده، با استفاده از شعاع یونی، بین Dy و Ho قرار می‌گیرد. بدیهی است که مقادیر پایین Y نسبت به مقادیر کندریت به‌هنجار شده، به کاهش Y/Ho منجر می‌شود. البته نسبت Y/Ho برای اکثر گرانیتها مشابه کندریت است (Liu and Zhang, 2005; Monecke et al., 2007). برخی محققان معتقدندکه الگوی اثر تتراد در گرانیتها، می‌تواند توسط واکنش بین مذاب گرانیتی و سیالات غنی از F و Cl کنترل شود (Jahn et al., 2001; Monecke et al., 2002; Liu and Zhang, 2005; Veksler et al., 2005). به‌عبارتی درجات بالای تبلور بخشی، به افزایش غنی‌شدگی مواد فرار، عناصر قلیایی، عناصر کمیاب خاکی و فلزات کمیاب در مذاب باقی‌مانده منجر شده که ممکن است سبب تشکیل سیستم‌های هم‌زیست سیال- ماگما شود. واکنش بین سیال- مذاب در چنین سیستمی باعث تغییر مقادیر REE در کانی‌ها و تشکیل اثر تتراد در کانی و سنگ می‌شود که البته مشاهده هم‌زمان الگوی‌های اثر تتراد نوع W و M در سنگ‌های گرانیتی، این فرضیه را تشدید می‌کند. با توجه به بارز بودن اثر تتراد در گرانیت‌های
زمین‌شناسی منطقه توده گرانیتوئیدی A-type میشو در استان آذربایجان شرقی و در 25 کیلومتری جنوب‌غربی شهرستان مرند واقع شده است (شکل 2). منطقه مورد مطالعه بین عر‌ض‌های جغرافیایی ¢15 °38 تا ¢25 °38 شمالی و طول‌های جغرافیایی ¢40 °45 تا ¢55 °45 شرقی قرار دارد. گستره مورد بررسی، بخشی از ارتفاعات میشو است که در تقسیم‌بندی‌های زمین‌شناسی ایران، بخشی از زون‌های البرز غربی- آذربایجان (نبوی، 1355)، ایران مرکزی (Stocklin, 1978)، سلطانیه- میشو (افتخارنژاد، 1359) و پهنه مرکزی (آقانباتی، 1383) در نظر گرفته شده است. ارتفاعات میشو بین دو گسل تبریز در شمال و گسل جنوب میشو محصور شده است. با توجه به ساز و کار فشاری- راستگرد گسل تبریز (به‌عنوان گسل اصلی) و گسل فشارشی جنوب میشو، می‌توان این ارتفاعات را یک ساختار گل‌وار مثبت در نظر گرفت. تشکیل این ساختار در ارتفاعات میشو باعث شده تا سنگ‌های قدیمی به سن پرکامبرین (سازند کهر) در بخش مرکزی و ارتفاعات اصلی آن، رخنمون پیدا کرده و به سمت دامنه‌های شمالی و جنوبی، سن سازندهای رخنمون‌یافته جوان‌تر شود. مرز اغلب سازندها و واحدهای زمین‌شناسی گسله بوده و این امر از ویژگی‌های ساختارهای گل‌وار مثبت است (Burbank and Anderson, 2009). توده گرانیتوئیدی مورد بررسی در منتهی الیه شرقی این ارتفاعات رخنمون‌یافته و به درون سازند کهر و توده‌های مافیک تزریق شده است. مرز شمالی این توده با نهشته‌های تریاس و ژوراسیک (سازندهای الیکا و شمشک) گسله بوده و روی آن‌ها رانده شده است (شکل 2) و توسط رسوب‌های پیش‌رونده پرمین (ماسه‌سنگ‌های دورود) پوشیده می‌شود.
شکل 2- نقشه زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه برگرفته از نقشه زمین‌شناسی 100000/1 مرند (محجل و حاج‌علیلو، 1373)
توده گرانیتی فوق، جزو گرانیت‌های هیپرسولووس بوده و به زیر گروه A2 توده‌های گرانیتی نوع A تعلق دارد که از پوسته تحتانی منشاء گرفته است. سن این توده با استفاده از داده‌های سنی Rb-Sr و Nd-Sm به اواخر پرمین نسبت داده شده است (Ahankoub et al., 2011).
روش انجام پژوهش مطالعات انجام شده شامل مطالعات کتابخانه‌ای، صحرایی و آزمایشگاهی است. در طی مطالعات کتابخانه‌ای، کلیه داده‌های موجود از منطقه و در ارتباط با پروژه تحقیقاتی جمع‌آوری و مطالعه شد. سپس نمونه‌برداری صحرایی همراه با بررسی تغییرات سنگ‌شناسی و شواهد لیتولوژی انجام شد. بر اساس اولویت‌بندی‌های انجام شده، مطالعات آزمایشگاهی 345 نمونه برداشت‌شده به‌طور سیستماتیک، آغاز شد. پس از تکمیل پتروگرافی، محتوی عناصر اصلی، کمیاب و REE سنگ‌کل 23 نمونه با استفاده از دو روش ICP-AES و ID-TIMS تعیین شد. لازم به ذکر است روش اندازه گیری (Isotopic Dilution Thermal Ionization Mass Spectrometry) ID-TIMS، دقیق‌ترین روش اندازه‌گیری عناصر در دنیا محسوب شده و روشی بسیار گران و وقت‌گیر است. این اندازه‌گیری در دانشگاه ناگویای ژاپن انجام شده است. نتایج آنالیزهای ژئوشیمیایی در جدول‌های 1 تا 3 آمده است.
جدول 1- نتایج داده‌های آنالیز ژئوشیمیایی ICP-EAS نمونه‌های گرانیتوئیدی میشو
جدول 2- نتایج آنالیز ژئوشیمیایی REE نمونه‌های گرانیتوئیدی میشو به روش ICP-EAS
جدول 3- نتایج داده‌های ژئوشیمیایی نمونه‌های گرانیتوئیدی میشو با استفاده از TIMS
مطالعات صحرایی و پتروگرافی توده گرانیتوئیدی A-type میشو در شمال‌غرب تبریز با رخنمونی معادل 30 کیلومتر مربع واقع شده که به‌صورت سه توده مجزا در منطقه برون‌زد دارد. این توده‌ها به‌صورت تمام‌بلورین و به‌رنگ صورتی تا خاکستری دیده می‌شود. مجموعه گرانیتوئیدی فوق شامل طیف ترکیبی از سنگ‌های آلکالی‌گرانیت، سینوگرانیت و مونزوگرانیت دانه‌درشت و توده‌ای هستند که عمدتاً دارای ترکیب کانی‌شناسی کوارتز، فلدسپات پتاسیک (به‌طور غالب پرتیت)، پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول و بقایایی از پیروکسن هستند. این سنگ‌ها دارای مقادیر بالای SiO2، Na2O و K2O و مقادیر پایین در FeO، MgO و MnO هستند (جدول 1). حضور بافت‌های میرمیکیت و پرتیت و گرافیکی از بافت‌های غالب در این سنگ‌هاست. مجموعه گرانیتوئیدی مورد مطالعه دارای طبیعت متاآلومینوس تا پرآلومینوس است. حضور کانی‌های آمفیبول، بیوتیت، اسفن، کلریت، کانی‌های اکسیدی هماتیت و مگنتیت، نمایانگر تأثیر سیالات غنی از عناصر فرار و عناصر آلکالن است. در این سنگ‌ها مقادیر فراوانی کانی‌های آلانیت، آپاتیت، زیرکن و اسفن مشاهده می‌شود. علاوه بر این، بافت‌ها و ساخت‌هایی که نمایانگر تأثیر سیالات غنی از عناصر فرار است، به فراوانی دیده می‌شود (شکل‌های 3- A تا C).
بحث آنالیزهای ژئوشیمی 23 نمونه از توده گرانیتوئیدی مورد مطالعه با استفاده از روش‌های آنالیز متفاوت ICP-AES و ID-TIMS در دو مرحله کاملاً جداگانه اندازه‌گیری شد (جدول‌های 2 و 3). الگوی کندریت به‌هنجار شده گرانیتوئیدهای مورد مطالعه، اثر تتراد واضح نوع M نشان می‌دهد که با بی‌هنجاری شدیداً منفی Eu همراه است (شکل 3). در الگوی REE فوق، به استثناء Eu، می‌توان به‌راحتی اثر تتراد را با چهار منحنی کامل در تمامی محدوده REE تشخیص داد (شکل 3). این الگو در نمونه‌های مطالعه شده تشابه نزدیکی با الگوی فراوانی REE گرانیت‌های Baerzhe در چین نشان می‌دهد (شکل 4). در هر دو نمونه گرانیت می‌توان اثر تتراد نوع M واضحی مشاهده کرد که در ارتباط با تهی‌شدگی شدید Eu در اثر تتراد دوم (Pm-Sm-Eu-Gd) و غنی‌شدگی از عناصر HREE به‌وجود آمده‌است (شکل 4).
شکل 3- الگوی فراوانی REE نوع M در نمونه‌های گرانیت A-type میشو همراه با تهی‌شدگی Eu
شکل 4- الگوی فراوانی REE در گرانیت‌های Baerzhe چین (Zhenhua et al., 2002)
Lee و همکاران (2007) معتقد هستند الگوی تتراد در سنگ‌های گرانیتی، می‌تواند قبل از تشکیل سنگ مادر گرانیتوئیدی، در طی فرآیندهای ذوب بخشی سنگ والد گرانیتوئیدی و یا در طی تبلور مذاب گرانیتوئیدی شکل گیرد. همچنین آن‌ها بر این باور هستند که اثر تتراد نوع M در سنگ‌های گرانیتی رفتار کاملی از کانی‌های سازنده سنگ را نشان داده و این الگو اغلب در سنگ‌های گرانیتوئیدی حاوی کانی‌های غنی از عناصر آلکالن و مواد فرار قابل مشاهده است. به‌عبارتی، نحوه توزیع و الگوی اثر تتراد در ارتباط مستقیم با کانی‌های تشکیل‌دهنده سنگ است و تفاوت اثر تتراد در کانی‌های مختلف تشکیل‌دهنده گرانیتها، در الگوی REE سنگ‌کل تأثیر بسزایی خواهد داشت. برای مثال کانی‌های غنی از LREE به‌طور شدید بر روی تشکیل ثر تتراد گروه اول و دوم REE تأثیر می‌گذارند. محققان دیگری نیز این نوع الگوی توزیع REE را به‌عنوان kinked REE patterns، ناشی از تفریق کانی‌های خاص در نظر گرفته‌اند (Walker et al., 1986; Jolliff et al., 1989; Mclennan, 1994). تلفیق داده‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی نمونه‌های گرانیتوئیدی میشو، نشان می‌دهد که کانی‌های اصلی (فلدسپار، بیوتیت و آمفیبول) و فرعی (آلانیت، آپاتیت و پیروکلر)، الگوی اثر تتراد را کنترل می‌کنند. به‌نظر می‌رسد تبلور کانی‌های غنی از REE در طی تبلور تفریقی مذاب گرانیتی و سپس تفریق آپاتیت و آلانیت در مراحل پایانی به ایجاد الگوی Kinked REE Patterns و عدم پیوستگی بین Sm و Nd منجر می‌شود (Kawabe et al., 1999a; Kawabe et al., 1999b). Hong و همکاران (1999) معتقدند اندازه و گستره حجم الگوی اثر تتراد در کانی‌های مختلف یک سنگ گرانیتی متفاوت است و برخی کانی‌های غنی از REE مانند مونازیت، پیروکلر و آلانیت، فاکتورهای اصلی کنترل‌کننده اثر تتراد گرانیتها به‌شمار می‌روند. به‌طوری‌که اثر تتراد (TE1) گروه اول توسط کانی‌های غنی از REE مانند مونازیت، پیروکلر و آلانیت کنترل می‌شوند. حتی اگر مقدار این کانی‌ها در سنگ کم باشد. این کانی‌ها به‌واسطه ضریب توزیع بالای LREE، دارای حساسیت بیشتری به اثر تتراد گروه اول REE از سوی دیگر، الگوی اثر تتراد در گرانیتها می‌تواند در نتیجه اختلاف مقادیر Y/Ho نسبت به کندریت ایجاد شود. این الگو در طی فعل و انفعالات بین سیال- مذاب شکل می‌گیرد. تشکیل اثر تتراد در الگوی REE سنگ‌ها به‌واسطه واکنش مذاب- سیال ناشی از تشکیل مجموعه‌های پیچیده با ملکول‌های آب است که به‌عنوان بخشی یا همه لیگاندهای طبیعی هستند. در چنین شرایطی، مدت زمان واکنش مذاب- سیال تأثیر ویژه‌ای در پدیده تتراد دارد (Masuda et al., 1987; Masuda and Akagi, 1989). به‌عبارتی، در نمونه‌های مورد مطالعه، علاوه بر تأثیر ناشی از تفریق کانی‌های غنی از REE، بر روی TE1 و TE2، تبلور کانی‌های غنی از آلکالن (K and Na)، مانند فلدسپار، بیوتیت، آمفیبول به‌خاطر واکنش فازهای سیال- مذاب، به گسترش پیش‌رونده TE در هر چهار گروه REE منجر شده است. با توجه به تغییر ضریب توزیع REE در طی فعل و انفعالات مذاب- سیال، به‌خصوص در هنگام حضور مجموعه‌های کربناته در فاز سیال (Wyllie and Tuttle, 1961؛ Glyuk and Anfilogov, 1973a, 1973b؛ Kovalenko, 1978؛ Manning, 1981؛ London et al., 1989)؛ Xiong et al., 1999 و تشدید الگوهای TE در REE در اواخر فرآیندهای تفریق ماگمایی به‌واسطه سیالات غنی از فلور و کلر (Zhenhua et al., 2002) به‌نظر می‌رسد چنین فعل و انفعالاتی علاوه بر تأثیر بر روی اثر تتراد، در تهی‌شدگی Eu نیز سهم قابل توجهی داشته‌اند. از طرفی با توجه به توزیع ترجیحی Eu در پلاژیوکلاز در طی تبلور ماگمایی، به‌واسطه بالا بودن ضریب توزیع Eu در پلاژیوکلاز نسبت به مذاب، نسبت به سایر REEها (Muecke and Clarke, 1981; Candela, 1990) تهی‌شدگی Eu در نمونه‌های مطالعه‌شده گویای جدایش پلاژیوکلاز کلسیک، باقی‌ماندن پلاژیوکلازهای کلسیک در فاز تفاله ذوب بخشی مواد خاستگاه در محل ذوب است که با داده‌های مربوط به ژنز توده مورد مطالعه و ذوب بخشی سنگ‌های آذرین پوسته‌ای با ترکیب تونالیتی تا گرانودیوریتی، تطابق دارد (Ahankoub et al., 2011). بالا بودن LILE یا HFSE در نمونه‌های مطالعه‌شده نیز تأییدی بر درجات بالای تبلور ماگمای فقیر از کلسیم، با منشاء پوسته‌ای است (Turekian and Wedepohl, 1961). از طرف دیگر، در طی واکنش مذاب‌های سیلیکاته فلسیک با سیالات غنی از فلور و کلر، Eu نسبت به سایر REEها، دارای توزیع ترجیحی بیشتری درون فاز سیال بوده و تهی‌شدگی پیش‌رونده‌ای را در مذاب خواهد داشت (Flynn and Burnham, 1978). بنابراین علاوه بر تهی‌شدگی ایجاد شده در خاستگاه ماگمایی، تفریق ترجیحی Eu در طی واکنش فاز مذاب- سیال، در منطقه مورد مطالعه نیز دخالت داشته است. این تهی‌شدگی در ارتباط با هم‌زیستی سیستم مذاب- سیال و یا انتقال توسط سیالات محلول در حین تبلور بخشی گرانیت است. همچنین مقادیر پایین K/Rb، K/Ba، Zr/Hf و La/Ta، تأثیر واکنش مذاب- سیال افزون بر ترکیب شیمیایی خاستگاه ماگما در تهی‌شدگی Eu گرانیت‌های مورد مطالعه را تأیید می‌کنند. نسبت پایین K/Rb، Zr/Hf و بالای K/Ba، Rb/ Sr در گرانیت میشو، نشان‌دهنده رفتار Non-CHARAC است که روابط بین اثر تتراد گروه اول و سوم (TE1 and TE3) را کنترل می‌کند. مشخصه فوق نمایانگر گرانیت‌های با منشاء پوسته تحتانی فقیر از کلسیم است که در مقایسه با سایر گرانیتها، اثر تتراد بسیار برجسته‌ای دارند. واضح است که کاهش بیشتر نسبت‌های K/Rb، اثر تتراد بیشتری را در گرانیتها در بر خواهد داشت و این فاکتور توسط عواملی مانند درجه بالای تفریق ماگما، کنترل می‌شود. بنابراین با استناد به داده‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی به نظر می‌رسد در نمونه‌های مطالعه‌شده TE، توسط هر دو پارامتر سنگ مادر و واکنش سیال- مذاب کنترل شده است.
نتیجه‌گیری الگوی فراوانی REE در گرانیتوئیدهای میشو، اثر تتراد نوع M را نشان می‌دهند که توسط بی‌هنجاری شدیداً منفی Eu همراهی شده است. بی‌هنجاری منفی Eu در سنگ‌های منطقه به‌واسطه جدایش پلاژیوکلاز کلسیک، باقی‌ماندن پلاژیوکلازهای کلسیک در فاز تفاله ذوب بخشی مواد خاستگاه، تمرکز Eu در فاز سیال در طی واکنش مذاب- سیال به‌واسطه ضریب توزیع بالای این عنصر نسبت به سایر REEها در فاز سیال، ایجاد شده است. نسبت‌های K/Rb، Zr/Hf و بالای K/Ba و Rb/Sr نشان‌دهنده رفتار Non-CHARAC است که روابط بین اثر تتراد گروه اول و سوم (TE1 and TE3) را کنترل می‌کند. تلفیق داده‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی نشان می‌دهد که اثر تتراد در منطقه مورد مطالعه توسط تفریق بلورهای غنی از REE و واکنش مذاب- سیال کنترل شده است. نسبت‌های غیر عادی LILE و HFSE و عناصر کمیاب در گرانیتها، می‌تواند به‌عنوان شاخص‌هایی از درجات اثر تتراد استفاده شوند. تشکر و قدردانی این پژوهش با حمایت مالی معاونت پژوهشی و معاونت تحصیلات تکمیلی دانشگاه تبریز به انجام رسیده است که بدین وسیله از همکاری ارزنده آن معاونت قدردانی می‌شود. از گروه زمین‌شناسی دانشگاه ناگویا ژاپن در خصوص انجام آنالیزهای ژئوشیمیایی با دستگاه TIMS کمال تشکر و امتنان را داریم. | |||||
| مراجع | |||||
|
آقانباتی، ع. (1383) زمین‌شناسی ایران، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران. افتخارنژاد، ج. (1359) تفکیک بخش‌های مختلف ایران از نظر وضع ساختمانی در ارتباط با حوضه رسوبی. انتشارات دانشگاه تربیت معلم، تهران. محجل، م. و حاج‌علیلو، ب. (1373) نقشه زمین‌شناسی 100000/1 مرند. سازمان زمین‌شناسی و اکتشاف معدنی کشور. نبوی، م. ح. (1355) دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشاف معدنی کشور،تهران. Ahankoub, M., Jahangiri, A., Asahara, Y. and Moayed, M. (2011) Geochemistry and new isotope dating for two gabbroic and granitic bodies in the Misho area, NW-Iran. 54th International Geochemistry Conference on Geochemistry Earth Science, Japan.
Akagi, T., Shabani, M. B. and Masuda, A. (1994) Lanthanide Tetrad effect in kimuraite [CaY2(CO3)3.6H20]: Implication for a new geochemical index. Geochimica et Cosmochimica Acta 4: 235-252.
Burbank, D. and Anderson, R. (2009) Tectonic Geomorphology. John Wiley and Sons, London.
Bau, M. (1996) Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems: evidence from Y/Ho, Zr/Hf and lanthanide tetrad effect. Contributions to Mineralogy and Petrology 123: 323-333.
Candela, P. A. (1990) Theoretical constraints on the chemistry of magmatic aqueous phase. In: Stein, H. J. and Hannah, J. L. (Eds.): Ore-bearing granite systems petrogenesis and mineralizing processes. Geological Society of America 246: 11-19.
Caro, P., Deroouet, J., Beaury, L., Teste de Sagey, G., Chaminade, J. P., Aride, J. and Pouchard, M. J. (1981) Interpretation of the optical absorption spectrum and paramagnetic susceptibility of neodymium trifluoride. Journal of Chemistry and Physics 74: 2698-2704.
Flynn, R. T. and Burnham, W. (1978) An experimental determination of rare earth partition coefficients between a chloride containing vapor phase and silicate melts. Geochimica et Cosmochimica Acta 42: 685-701.
Glyuk, D. S. and Afilogov, V. N. (1973b) Phase equilibria in the system granite-water-potassium fluoride at a water vapor pressure of 1000 kg/cm. Earth Science 210: 237-238.
Glyuk, D. S. and Anfilogov, V. N. (1973a) Phase relation in the system granite-H2O-HF at a pressure of 1000 kg/cm. Geochimstry Inernational 9: 321-325.
Goad, B. E. and Cerny, P. (1981) Peraluminous pegmatitic granites and their pegmatitic aureoles in the Winnipeg River district, southeastern Manitoba. Canadaian Mineralogist 19: 177-194.
Hidaka, H., Holliger, P., Shimizu, H. and Masuda, A. (1992) Lanthanide tetrad effect observed in the Oklo and ordinary uraninites and its application for their forming processes. Geochemisty Journal 26: 337-346.
Hong, W., Songyu, H., Shunhua, H., Guozhang, G., Hongquau, H. and Xiangkun, Z. (1999) Study on the W-type of REE tetrad effect and its geological significance of the monazites. Progress in Natural Sciences 9: 1287-1290.
Lee, S. Y., Kim, K. H., Song, Y. S., Kim, N. H. and Park, K. H. (2007) Geochemical implication of rare earth element tetrad effect from a leucocratic granite gneiss in the Imweon area, Gangwon Province, Korea. Journal of Petrological Society of Korea 16: 27-37.
Le Fort, P. (1981) Manaslu leucogranite: A collision signatureof the Himalaya- A model its genesis and emplacement.Journal of Geophysics 86: 10545-10568.
Liu, C. Q and Zhang, H. (2005) The lanthanide tetrad effect in apatite from the Altay No. 3 pegmatite, Xingjiang, China: an intrinsic feature of the pegmatite magma. Chemical Geology 214: 61-77.
London, D., Morgan, G. B. and Hervig, R. L. (1989) Vapor-undersaturated experiments with Macusani glass + H2O at 200 Mpa and the internal differentiation of granitic pegmatites. Contributions to Mineralogy and Petrology 102: 1-17.
Jahn, B. M., Wu, F., Capdevila, R., Martineau, F., Zhao, Z. and Wang, Y. (2001) Highly evolved juvenile granites with tetrad REE patterns: the Wuduhe and Baderzhe granites from the Great Xing'an Mountains in NE China. Lithos 59: 171-198.
Jahn, B. M. and Ishihara, I. S. (2006) Highly differentiated granites from the Sanyo Belt of Japan: REE tetrad effect and Nd isotope evidence for Precambrian source rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta 70: A286-A288.
Jolliff, B. L., Papike, J. J. and Shearer, C. K. (1989) Inter-and intro-crystal REE variations in apatite from the Bob Ingersoll Pegmatite, Black Hills, South Dakota. Geochimica et Cosmochimica Acta 53: 429-441.
Jørgenson, C. K. (1979) Theoretical chemistry of rare earths. Handbook on the Physics and Chemistry of Rare Earths 3: 111-169.
Irber, W. (1999) The lanthanide tetrad effect and its correlation with K/Rb, Eu/Eu*, Sr/Eu, Y/Ho and Zr/Hf of evolving peraluminous granite suites. Geochimica et Cosmochimica Acta 63: 489-508.
Kawabe, I. (1999a) Hydration change of aqueous lanthanide ions and tetrad effects in lanthanide (III) - carbonate complexation. Geochemistry Journal 33: 267-275.
Kawabe, I. (1999b) Thermochemical parameters for solution of lanthanide (III) ethylsulphate and trichloride hydrate series: tetrad effects and hydration change in aqua Ln3+ ion series. Geochemistry Journal 33: 249-265.
Kawabe, I., Ohta, A., Ishii, S., Tokumura, M. and Miyauchi, K. (1999a) REE partitioning between Fe-Mn oxyhydroxide precipitates and weakly acid NaCl solutions: Convex tetrad effect and fractionation of Y and Sc from heavy lanthanides. Geochemistry Journal 33: 167-179.
Kawabe, I., Ohta, A. and Miura, N. (1999b) Distribution coefficients of REE between Fe oxyhydroxide precipitates and NaCl solutions affected by REE-carbonate complexation. Geochemistry Journal 33: 181-197.
Kovalenko, V. I. (1978) The reactions between granite and aqueous hydrofluoric acid in relation to the origin of fluorine-bearing granites. Geochemistry Ineternational 14:108-118.
Manning, D. A. C. (1981) The effect of fluorine on liquidus phase relationship in the system Qz-Ab-Or with excess water at 1 kb. Contribution Mineralogy and Petrology 76: 206-215.
Masuda, A. and Akagi, T. (1989) Lanthanide tetrad effect observed in leucogranite from China. Geochemical Journal 23: 245-253.
Masuda, A., Kawakami, O., Dohmoto, Y. and Takenaka, T. (1987) Lanthanide tetrad effects in nature: two mutually opposite types, W and M. Geochemical Journal 21: 119-124.
Masuda, A., Matsuda, N., Minami, M. and Yamamoto, H. (1994) Approximate estimation of the degree of lanthanide tetrad effect from precise but partially void data measured by isotope dilution and an electron configuration model to explain the tetrad effect phenomenon. Proceeding of Japan Academy 70: 169-174.
McLennan, S. M. (1994) Rare earth element geochemistry and the “Tetrad” effect. Geochimica et Cosmochimica Acta 58: 2025-2033.
Miller, C. F. and Mmittlefehldt, D. F. (1982) Depletion of light rare-earth elements in felsic magmas. Geology 10: 129-133.
Monecke, T., Dulski, P. and Kempe, U. (2007) Origin of convex tetrads in rare earth element distribution patterns of hydrothermally altered siliceous igneous rocks from the Zinnwald Sn-W deposit, Germany. Geochimica et Cosmochimica Acta 71: 335-353.
Monecke, T., Kempe, U., Monecke, J., Sala, M. and Wolf, D. (2002) Tetrad effect in rare earth element distribution patterns: a method of quantification with application to rock and mineral samples from granite-related rare metal deposits. Geochimica et Cosmochimica Acta 66: 1185-1196.
Muecke, G. K. and Clarke, D. B. (1981) Geochemical evolution of the South Mountain Batholith, Nova Scotia: rare-earth element evidence. Canadian Mineralogist 19: 133-145.
Nugent, L. J. (1970) Theory of the Tetrad effect in the lanthanide (III) and actinide (III) series. Journal of Chemistry 32: 3485-3491.
Ohta, A. and Kawabe, I. (2000) Rare earth element partitioning between Fe oxyhydroxide precipitates and aqueous NaCl solutions doped with NaHCO3: Determinations of rare earth element complexation constants with carbonate ions. Geochemistry Journal. 34: 439-454.
Pan, Y. (1997) Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqeuous systems: evidence from Y/Ho, Zr/Hf and lanthanide Tetrad effect-a discussion of the article by M. Bau (1996). Contribution to Mineralogy and Petrology 128: 405-408.
Peppard, D. F., Mason, G. W. and Lewey, S. (1969) A tetrad effect in the liquid-liquid extraction ordering of lanthanides(III). Journal Of Inorganic and Nuclear Chemisry 31: 2271-2272.
Reisfeld, R. and Jørgensen, C. K. (1977) Lasers and excited states of rare earths. Springer, Berlin.
Stocklin J. (1978) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229-1258.
Takahashi, T., Hidekazu, Y., Sato, N., Hama, K., Yusa, Y. and Shimizu, H. (2002) W- and M-type tetrad effects in REE patterns for water-rock systems in the Tono uranium deposit, Central Japan. Chemical Geology 184: 311-335.
Turekian, K. K. and Wedepohl, K. H. (1961) Distribution of the elements in some major units of the earth’s crust. Geology of Society American 72: 172-192.
Veksler, I. V., Dorfman, A. M., Kamenetsky, M., Dulski, P. and Dingwell, D. B. (2005) Partitioning of lanthanides and Y between immiscible silicate and fluoride melts, fluorite and cryolite and the origin of the lanthanide tetrad effect in igneous rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta 69: 2847-2860.
Vidal, Ph., Cochrie, A. and Le Fort, P. (1982) Geochemical investigations of origin of the Manaslu leucogranite (Himalaya, Nepal). Geochimica et Cosmochimica Acta 46: 2279-2292.
Walker, R. W., Hanson, G. N., Papike, J. J., O’Neil, J. R. and Laul, J. C. (1986) Internal evolution of the Tin Mountain Pegmatite, Black Hills, South Dakota. American Mineralogy 71: 440-459.
Wyllie, P. and Tuttle, O. F. (1961) Experimental investigation of silicate systems containing two volatile components. Part II: the effects of NH3 and HF in addition to water on the melting temperatures of granite and albite. American Journal Science 259: 128-143.
Xiong, X. L., Zhao, Z. H., Zhu, J. C. and Rao, B. (1999) Phase relations in albite granite-H2O-HF system and their petrogenetic applications. Geochemistry Journal 33: 199-214.
Yurimoto, H., Duke, E. F., Opapike, J. J. and Shearer, C. K. (1990) Are discontinuous chondrite-normalized REE patterns in pegmatic granite systems the results of monazite fractionation? Geochimica et Cosmochimica Acta 54: 2141-2145.
Zhenhua, Z., Xiong, X., Han, X., Wang, Y., Wang, Q., Bao, Z. and Jahn, B. (2002) Controls on the REE tetrad effect in granites: Evidence from the Qianlishan and Baerzhe Granites, China. Geochemical Journal 36:527-543. | |||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 709 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 575 |
|||||