سن‏‌سنجی U-Pb زیرکن، زمین‏‌شیمی و زمین‏‌شناسی گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ، جنوب قوچان (شمال‌خاوری ایران)

پهنة ماگمایی- رسوبی شمال‌خاوری ایران از چند بلوک و پهنة کنار هم، شامل کپه‌داغ در شمال، پهنة البرز در شمال‌باختری و بلوک لوت در جنوب، تشکیل شده است که با زمین‌درز سبزوار از یکدیگر جدا شده‏‌اند (Arjmandzadeh and Santos, 2014; Arjmandzadeh et al., 2022؛ شکل 1).

پهنة افیولیتی سبزوار- تربت حیدریه با روند باختری- خاوری بیش از 400 کیلومتر گسترش دارد و شاخه‏‌ای از اقیانوس نئوتتیس بوده است که در کرتاسة پیشین به‌صورت پهنة اقیانوسی اولیة نارس باز و در پالئوسن زیرین بسته شد (Shafaii Moghadam et al., 2014).

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شدة ایران که پراکندگی سنگ‌های ماگمایی را نشان می‏‌دهد (با تغییراتی از Shafaii Moghadam et al., 2015; Almasi et al., 2019) (جایگاه منطقة مطالعاتی در شمال مجموعة افیولیتی سبزوار نشان داده شده است).

Figure 1. Simplified geological map of Iran, showing the distribution of magmatic rocks (after Shafaii Moghadam et al., 2015; Almasi et al., 2019) (Study area location is shown in the north of the Sabzevar ophiolitic complex).

به باور قاسمی و همکاران (Ghasemi et al., 2018) و کاظمی و همکاران (Kazemi et al., 2019)، آغاز فرورانش سنگ کره اقیانوسی نئوتتیس به زیر لبه جنوبی ایران مرکزی، در تریاس بالایی رخ داده است که پیرو آن پهنه‏‌های کششی پشت کمانی نارس در تریاس بالایی تا ژوراسیک زیرین- میانی در بخش‏‌های شمالی ایران مرکزی تشکیل شده‏‌اند. به باور برخی پژوهشگران فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی سبزوار به زیرپهنة بینالود باعث رخداد ماگماتیسم کرتاسة پسین- ترشیاری در پهنة سبزوار شده است (Ghasemi et al., 2010; Rossetti et al., 2010).

در کرانة شمال‌خاوری پهنة افیولیتی سبزوار و در لبة جنوبی پهنه بینالود و جنوب قوچان، یک کمان ماگمایی جوان به درازای ۲۰۰ کیلومتر شامل سنگ‌های آذرین آتشفشانی- درونیِچ با سرشت غالباً کالک‏‌آلکالن تا آداکیتی پدید آمده است که تا اسفراین ادامه دارد. سن سنگ‌های آذرین در این کمربند ماگمایی از جنوب و در کنار پهنة افیولیتی به سمت شمال، از ائوسن تا پلیو- پلیستوسن تغییر می‌کند (Ghasemi et al., 2010). گمان می‌رود فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس در کرتاسه- پالئوسن، عامل اصلی این فعالیت‌های ماگمایی بوده است (Mohammadi et al., 2015). برپایة سن‌سنجی‌های اسپایز و همکاران (Spies et al., 1983)،گنبدهای آداکیتی در فاصلة اسفراین تا قوچان به سن 2 تا 25 میلیون سال پیش و بسیار جوان هستند.

دربارة پیدایش آداکیت‏‌ها، چندین الگوی سنگ‌زایی پیشنهاد شده‏‌اند:

الف) ذوب‌بخشی بازالت صفحة اقیانوسی فروروندة داغ و جوان (Defant and Drummond, 1990) و واکنش احتمالی آن با گوشته؛

ب) جدایش فشار بالای گارنت و آمفیبول از مذاب بازالتی آب‏‌دار (Martin et al., 2005)؛

پ) ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‌ای زیرین در پی زیر ورقه‏‌ای شدن ماگماهای بازالتی (Wang et al., 2005)؛

ت) ذوب‌بخشی پوستة اکلوژیتی قاره‏‌ای زیرین فروافتاده در گوشته و واکنش آن با پریدوتیت گوشته (Xu et al., 2002).

آقابزاز (Aghabazzaz, 2012) پیدایش آداکیت‏‌های شمال‌باختری نیشابور را پیامد ذوب‌بخشی اکلوژیت یا متابازالت و درهمکنش آن با پریدوتیت‏‌های گوشته می‏‌داند‌. جمشیدی و همکاران (Jamshidi et al., 2014) با بررسی زمین شیمی سنگ‌های آداکیتی پس از ائوسن در این کمان ماگمایی، آنها را در ارتباط با فرورانش پوستة نئوتتیس در پهنة سبزوار و پیامد پیدایش کمان ماگمایی سبزوار- قوچان می‏‌دانند فتح‌آبادی (Fathabadi, 2014) با بررسیِ گنبدهای آداکیتی پُرسیلیس در منطقة مقیسه (در جنوب‌باختری سبزوار) دریافتند ماگمای مادر این گنبدها خاستگاه اکلوژیتی یا گارنت‌آمفیبولیتی داشته است و از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة سبزوار به زیر حاشیة جنوبی البرز خاوری پدید آمده است. همچنین، برپایة داده‌های ایزوتوپ‌های Sr-Nd-Pb، محمدی و همکاران (Mohammadi et al., 2015) سنگ‌های آداکیتی جنوب کمربند افیولیتی شمال سبزوار را پیامد ذوب‌بخشی گارنت‌آمفیبولیت دانسته‌اند. اسدی‌آورگانی و همکاران (Asadi-Avargane et al., 2019) سنگ‏‌های آتشفشانی کالدرای قره‏‌چای در جنوب‌خاوری قوچان را در شمار آداکیت‏‌های پُرسیلیس رده‏‌بندی کرده‏‌اند که در پی ذوب‌بخشی سنگ خاستگاه اکلوژیتی حاصل از دگرگونی صفحة اقیانوسی فروراندة نئوتتیس در پهنة سبزوار پدید آمده‏‌اند.

رخداد کانی‌سازی‌های گوناگون مانند مس- طلای پورفیری جلمبادان، آهن و مس، معدن مس – طلا- اورانیم- عنصرهای خاکی کمیاب سبک IOCG فیروزة نیشابور، آهن- مس شترسنگ، آهن شترسنگ، کانسار مگنتیت- آپاتیت خانلق همراه با دیگر ذخایر متعدد مس، نشان‌دهندة توان بالای فلززایی در این پهنة ماگمایی است (Moradi Navokh et al., 2020).

مجموعة ماگمایی و دگرگونی پهنة سبزوار از دیرباز مورد توجه بسیاری از پژوهشگران بوده است. توده‌های آذرین درونی و گنبدهای نیمه‌ژرف این پهنه از دیگر پدیده‌های زمین‌شناسی–زمین‌ریخت‌شناسی مهم منطقه به‌شمار می‌روند که از دیدگاه خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی، پترولوژی و همچنین، نهشته‌های فلزی اهمیت پژوهشی بسیار بالایی دارند. در این پژوهش به بررسی توده‌های نیمه‌ژرف درونی شترسنگ در شمال‌خاوری سبزوار و در پهنة ساختاری بینالود پرداخته می‏‌شود. پژوهشگران بسیاری از دیدگاه‏‌های گوناگون زمین‏‌شناسی، کانی‏‌سازی و پترولوژی به بررسی سنگ‏‌های آذرین و کانی‏‌سازی و تکتونوماگماتیسم این پهنه و بخش‌های پیرامون آن پرداخته‏‌اند (Gholami, 2009; Ghasemi et al., 2010; Nourian, 2016; Rezaei-Kahkhaei et al., 2018)؛ اما تا کنون هیچ‏‌گونه دادة سن‏‌سنجی و بررسی جامع زمین‏‌شیمیایی دربارة سنگ‌های نیمه‌ژرف انجام و منتشر نشده است و خاستگاه آنها مبهم مانده است. ازاین‌رو، این پژوهش با ارائة داده‌های جدید سنگ‌نگاری، زمین‏‌شیمیایی و سن‏‌سنجی اورانیم- سرب زیرکن به بررسی توده‏‌های آذرین درونی حد واسط- اسیدی شترسنگ در شمال‌خاوری ایران پرداخته است.

زمین‏‌شناسی

گرانیتوییدهای شترسنگ بخشی از کمان ماگمایی شمال‌خاوری پهنة افیولیتی سبزوار در 110 کیلومتری شمال‌باختری مشهد، 82 کیلومتری شمال‌خاوری سبزوار و در پهنة ساختاری بینالود به‌شمار می‌روند. جایگاه منطقة بررسی‌شده در حاشیة شمال‌خاوری نقشة زمین‏‌شناسی 1:250000 سبزوار، جنوب‌خاوری محدودة نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 مشکان و در 24 کیلومتری جنوب روستای عبدالله گیو است و معدن سنگ‌آهن شترسنگ را در بر می‌گیرد. برپایة بررسی‌های صحرایی و نقشة زمین‏‌شناسی 1:5000، گروه‌های سنگی منطقة شترسنگ شامل لایه‌های آهکی کرتاسة پیشین، نهشته‌های رسوبی و آتشفشانی ائوسن، استوک‏‌ها و دایک‏‌های نیمه‌ژرف میوسن (برپایة سن‏‌سنجی U-Pb زیرکن) و نهشته‌های جدید پلیوکواترنر هستند (شکل 2). گسل‏‌های منطقه راستالغزِ راستگرد با روند NE-SW هستند و از پلیوسن پایانی تا کنون فعال بوده‏‌اند (Shabanian et al., 2012).

شکل 2. نقشة زمین‌شناسی منطقة شترسنگ (Nourian, 2016).

Figure 2. Geological map of Shotorsang area (Nourian, 2016).

سنگ‌های آهکی فسیل اوربیتولینا دارند که به سن کرتاسة پیشین است و با سازند تیزکوه در البرز مرکزی قابل مقایسه هستند. این سنگ‌ها که به‌صورت گسترده در پی نفوذ توده‌ها و دایک‏‌های نیمه‌ژرف با مرمر و اسکارن جایگزین شده‌اند، بخش مهمی از کانی‌سازی مگنتیت را در بر می‌گیرند.

گدازه‏‌های ائوسن ترکیب بازیک تا حد واسط دارند و همراه با سنگ‌های آذرآواری، هیالوکلاستیک و یا توف در راستای شمال‌باختری – جنوب خاور گسترش یافته‌اند. جریان‏‌های گدازه آندزیتی بازالتی حفره‌دار و هیالوکلاستیک در بخش جنوب منطقه دیده می‌شوند. تناوب شیل، ماسه‌سنگ و سیلتستون ائوسن به رنگ‏‌ خاکستری تا سرخ‌ بخش گسترده‌ای از محدودة مطالعاتی را در بر می‌گیرد (شکل 3- A).

شکل 3. A) تصویر صحرایی از توالی رسوبی شیل و ماسه‏‌سنگ خاکستری تا سرخ مربوط به ائوسن در خاور محدوده مطالعاتی (دید رو به شمال)؛ B، C) تصویرهایی از دایک داسیتی و استوک گرانودیوریتی در جنوب معدن آهن شترسنگ (تصویر B دید رو به باختر؛ تصویر C: دید رو به شمال).

Figure 3. A) Field photographs of the Eocene gray to red shale and sandstone succession in the east of the study area (view to the north); B, C) Photographs of the dacitic dike and granodioritic stock in the south of the Shotorsang iron mine (figure B: view to the west; figure C: view to the north).

سنگ‌های آذرین درونی از نوع دایک‏‌ها و توده‌های نیمه‌ژرف هستند و ترکیب داسیت، گرانودیوریت و کوارتزمونزونیت دارند. دایک‏‌های منطقه ترکیب اسیدی دارند و آشکارا سنگ‌های رسوبی و آتشفشانی ائوسن (Amini, 2000) را قطع کرده‌اند (شکل 3- B). دایک‏‌ها به درازای چند صد متر تا بیشتر از یک کیلومتر و با روند شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری در سنگ‌های رسوبی- آتشفشانی نفوذ کرده‏‌اند. ازآنجایی‌که برپایة داده‌های سن‏‌سنجی U-Pb زیرکن (مراجعه شود به بخش سن‏‌سنجی U-Pb)، دایک‌ها و استوک‌ها هم‌سن هستند، چه‌بسا این سنگ‌ها از آشیانة ماگمایی یکسانی خاستگاه گرفته‌اند. بزرگی استوک‌ها به اندازة چند صد متر است (شکل 3- C) و عامل اصلی دگرگونی، متاسوماتیسم و کانی‌سازی آهن به‌ویژه در جنوب منطقه به‌شمار می‌روند (Gholami, 2009). توده‌های نیمه‌ژرف گرانیتی و کوارتز مونزونیتی به‌صورت استوک‏‌های کوچک در باختر و مرکز نقشة زمین‏‌شناسی ارتباط نزدیکی با واحد اسکارنی دارند. در اسکارن منطقة شترسنگ مجموعه کانی‏‌های گارنت، اکتینولیت، زوییزیت، پلاژیوکلاز، اپیدوت و کلریت با نسبت‌های متفاوتی یافت می‌شوند.

نهشته‌های کواترنری که پادگانه‌های آبرفتی را پدید آورده‌اند از کنگلومرا و نهشته‌های رودخانه‌ای سست ساخته شده‌اند. ساختمان‌های رسوبی مانند چینه‌بندی مورب و لایه‌بندی تدریجی در آنها دیده می‌شود. پادگانه‌های آبرفتی بیشتر به شکل افقی و ناهمساز روی سازندها با روانه‌های آتشفشانی کهن جای گرفته‌اند و سختی کم، سیمان سست و جورشدگی ضعیفی دارند. گردشدگی قطعات که تابعی از خاستگاه و شرایط پیدایش است، در بخش‌های گوناگون متفاوت است.

روش انجام پژوهش

در بازدید میدانی از منطقة شترسنگ 80 نمونه از بیشتر واحدهای زمین‌شناسی برداشت شد. با توجه به تنوع و گسترش واحدهای سنگ‌شناسی، 40 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‌نگاری با میکروسکوپ پلاریزان تهیه شد. پس از انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری، نقشة زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:5000 تهیه شد. از میان نمونه‏‌ها، شمار 6 نمونه از توده آذرین درونی و نیمه‌ژرف با کمترین دگرسانی برگزیده شدند. مقدار 10 گرم از هر نمونه در کیسه‏‌های پلاستیکی ویژه‌ای برای تجزیه در آزمایشگاه Acme به کانادا فرستاده شد. اکسیدهای اصلی به روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب به روش ICP-MS تجزیه شدند.

روشی که برای تجزیة این نمونه‏‌ها برگزیده شد، روش 4B آزمایشگاه یادشده است که شامل مجموعة 31 عنصری از عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب است. مجموعة عنصرهای خاکی کمیاب و عنصرهای دیرگداز به روش ICP-MS تجزیه شدند. در این روش 2/0 گرم از پودر هر نمونه‏‌ با متابورات و تترابورات‌لیتیم و اسید نیتریک هضم و محلول‌سازی شد و سپس فراوانی عنصرها در هر نمونه با دستگاه ICP-MS اندازه‌گیری شد (جدول 1).

جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی اکسیدهای اصلی (به درصدوزنی)، عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (به ppm) در گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ.

Table 1. Whole rock major oxides (wt%) and trace and rare earth element (ppm) analyses of the Shotorsang hypabyssal granitoids.

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

دو نمونه از دایک داسیتی و استوک گرانودیوریتی به‌ترتیب با شماره‌های Ab8 و Ab59 با توجه به اندازه و فراوانی بلورهای زیرکن برای سن‏‌سنجی برگزیده شدند. جزییات این روش در منبع مهدوی و همکاران (Mahdavi et al., 2016) آمده است. نمونه‌ها پس از مراحل خردایش، الک‌کردن، لاوک‌شویی، خشک‌کردن و سپس جداسازی کانی‌های سنگین با مایع سنگین برموفرم با میکروسکوپ بیناکولار بررسی و بلورهای زیرکن مناسب جمع‌آوری شدند. سپس شماری از بهترین زیرکن‏‌های جداشده روی یک پلاک اپاکسی به قطر 1 اینچ چیده شدند و صیقل داده شدند. پس از بررسی بلورهای زیرکن در نور عبوری و بازتابی، تصویر کاتدولومینسانس (CL [1]) از نمونه‌ها در مرکز مایکروپروب آکادمی علوم‌زمین چین گرفته شد. تصویر (CL) ساختار درونی بلورهای زیرکن برش‌خورده را به‌خوبی نشان می‌دهد و با آن می‌توان مکان‌های مناسب و بخش‌های همگن بلور را برای پرتوی لیزر مشخص کرد (شکل 4). سن‏‌سنجی اورانیم- سرب با دستگاه LA-MC-ICP-MS مدل Newwave UP213 در آزمایشگاه زمین‌شناسی ایزوتوپی آکادمی علوم زمین چین انجام شد (جدول 2). قطر پرتوی لیزر 25 میکرومتر و فرکانس آن 10 هرتز برگزیده شد. زیرکن G1 استاندارد خارجی در نظر گرفته شد و پس از هر 10 تجزیه یک‌بار این زیرکن استاندارد نیز تجزیه شد.

شکل 4. تصویر کاتدولومینسانس برخی از بلورهای زیرکن مربوط به نمونه‌های Ab8 و Ab59 برای آنالیز سن‏‌سنجی به روش اورانیم-سرب.

Figure 4. Cathodoluminescence images of zircons from samples Ab8 and Ab59 for U–Pb geochronology.

جدول 2. نسبت‌های ایزوتوپی U-Pb و سن‏‌های به‌دست‌آمده برای زیرکن‌های دو نمونة داسیتی (Ab8) و گرانودیوریتی (Ab59) منطقة شترسنگ.

Table 2. The U–Pb isotopic ratios and calculated ages for the zircons in two dacitic (Ab8) and granodioritic (Ab59) samples in Shotorsang area.

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

سنگ‌نگاری

برای بررسی‌های سنگ‌نگاری، نزدیک به 40 نمونه از واحدهای مختلف زمین‌شناسی با اولویت توده‏‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف برداشت شدند و ویژگی‏‌های ساخت، بافت و کانی‏‌شناسی آنها در مقیاس ماکروسکوپی و میکروسکوپی بررسی شدند.

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، واحدهای نیمه‌ژرف منطقه به سه دسته استوک‏‌های گرانودیوریتی و کوارتزمونزونیتی و دایک‏‌های داسیتی رده‌بندی می‏‌شوند. استوک‏‌های گرانودیوریتی دربردارندة کانی‌های اصلیِ کوارتز، پلاژیوکلاز (40 تا 45 درصدحجمی)، ارتوز (نزدیک به 10 درصدحجمی)، هورنبلند (10 درصدحجمی) و بیوتیت (نزدیک به 5 درصدحجمی) همراه با کانی‌های فرعی شامل زیرکن، اسفن و آپاتیت هستند. بلورهای کوارتز بیشتر از 20 درصد حجم کل سنگ را دربر می‌گیرند. کوارتزها بیشتر به‌صورت بلورهای بی‌شکل در اندازه‌های چند دهم میلیمتر دیده می‌شوند و فضاهای میان کانی‌هایی که پیشتر پدید آمده‌اند را پر می‌کنند. برخی بلورهای کوارتز میانبار‏‌هایی از آپاتیت و دیگر کانی‌های فرعی دارند (شکل 5- A). پلاژیوکلاز فراوان‏‌ترین کانیِ این سنگ‏‌هاست که بیشتر به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار در اندازه‏‌های یک میلیمتر دیده می‌شود. برخی بلورها میانبار‏‌هایی از هورنبلند، اکسید آهن-تیتانیم و بلورهای منشوری آپاتیت‏‌ دارند و در برخی از آنها منطقه‏‌بندی دیده می‌شود. ماکل پلی‌سینتتیک رایج‏‌ترین ویژگی کانی‌های پلاژیوکلاز است. بافت شاخص این واحدهای آذرین درونی، پورفیری و گلومروپورفیری است.

دایک‏‌های داسیتی شباهت‌های کانی‌شناسی و بافتی بسیاری با استوک‏‌های گرانیتی دارند. از دیدگاه کانی‏‌شناسی، این دایک‏‌ها دربردارندة کوارتز، پلاژیوکلاز، ارتوز، بیوتیت و هورنبلند هستند و بافت فلسیتیک پورفیری دارند. در این واحدها، بلورهای ریز کوارتز، درصد بالایی از زمینة سنگ را دربر می‏گیرند و برخی درشت‏‌ بلورها حاشیه‌های خورده‌شده و خاموشی موجی نشان می‌دهند. همچنین، در برخی نمونه‏‌ها ماکل دمبلی دیده می‌شود (شکل 5- B). بلورهای کوارتز گاهی میانبار‏‌هایی از آپاتیت و دیگر کانی‌های فرعی را دارند. کوارتزها 40 تا 45 درصدحجمی سنگ را دربر می‏‌گیرد. بلورهای پلاژیوکلاز و ارتوز نیز با فراوانی کمابیش برابر، روی‏‌هم‌رفته 45 تا 50 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. کانی تیره این سری، بیوتیت و هورنبلند و کانی‌های فرعی مگنتیت، آپاتیت و زیرکن هستند. هورنبلند به‌ندرت به‌صورت بلورهای شکل‏‌دار دیده می‌شود؛ اما عموماً نیمه‌شکل‏‌دار با چندرنگی[2] سبز کمرنگ و سبز و زرد کهربایی است و بیشترین میانگین اندازة دانة آن به 4/1 میلیمتر می‌رسد. هورنبلند در همراهی با بیوتیت، تیتانیت و اکسید آهن- تیتانیم است.

شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی از بافت چیرة پورفیری و کانی‌شناسی گرانیتوییدهای نیمه‌آتشفشانیِ شترسنگ. A) استوک گرانودیوریتی؛ B) دایک داسیتی؛ C) استوک کوارتز مونزونیتی (در تصویر D بلورهای گارنت و کلریت و همچنین، بافت گرانوبلاستیِ اسکارن شترسنگ نمایش داده شده است).

Figure 5. Photomicrographs of the dominantly porphyritic texture and the mineralogy of the Shotorsang hypabyssal granitoids. A) granodioritic stock; B) dacitic dike; C) quartz monzonite stock (Garnet and chlorite crystals, as well as granoblastic texture, are shown in Microphotograph D).

کانی‌های اصلی در تودة نیمه‌ژرف کوارتز‌مونزونیت، پلاژیوکلاز (40 درصدحجمی)، کوارتز (15 درصدحجمی)، ارتوز (30 درصدحجمی)، بیوتیت (5 درصدحجمی) و هورنبلند (5 درصدحجمی) هستند. این واحد بافت پورفیری دارد (شکل 5- C). فنوکریست‏‌های درشت ارتوز (به‌ندرت دیده می‌شوند) و پلاژیوکلاز از ویژگی‌های شاخص بافتی این سنگ‌هاست. زمینه از ارتوز، کوارتز، پلاژیوکلاز و کمی کانی‌های کدر ریز بلور ساخته شده است. آپاتیت و زیرکن نیز از کانی‌های فرعی این سنگ‌ها به‌شمار میروند.

سیال‌های ماگمایی برخاسته از نفوذ توده‌های کوارتزمونزونیتی عامل اصلی اسکارن‏‌زایی در منطقه شناخته شده‌اند. این سیال‌ها انواع گوناگونی دارند. شکل 5- D از گارنت اسکارن گرفته شده است و در آن بلورهای درشت گارنت بخش مهمی از سنگ را دربر گرفته‌اند و منطقه‏‌بندی دارند. کلریت همراه با گارنت به مرحلة دگرگونی پسرونده و تأخیری مربوط است (شکل 5- D).

زمین‏‌شیمی

مقدار SiO₂ در توده‌های آذرین درونی شترسنگ از 9/58 تا 7/69 در نوسان است. مقدار Na₂O برابربا 7/3 تا 6/6 درصدوزنی و نسبت K₂O/Na₂O برابربا 14/0 تا 55/0 است.

برای نام‏‌گذاری توده‌های آذرین درونی، نمودار SiO₂ دربرابر مجموع اکسیدهای اصلیِ K₂O+Na₂O درصد به‌کار برده شد (شکل 6). توده‏‌های آذرین درونی و دایک‏‌ها در این نمودار در محدودة کوارتز‌مونزونیت، گرانودیوریت و گرانیت جای می‏‌گیرند. این ویژگی با ویژگی‌های سنگ‌نگاری این سنگ‌ها نیز همخوانی دارد.

در نمودار پیشنهادیِ تیلور و پکریلو (Peccerillo and Taylor, 1976) سری کالک‏‌آلکالن به انواع با پتاسیم بالا، متوسط و کم دسته‌بندی شده‏‌اند. برپایة این رده‌بندی، توده‏‌های آذرین درونی شترسنگ در محدودة کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا جای گرفته‏‌اند (شکل 7- A).

در نمودار رده‏‌بندی سنگ‌ها برپایة اندیس اشباع‌شدگی از آلومینیم (Maniar and Piccoli, 1989)، همه سنگ‌ها ویژگی متاآلومین (1/1A/CNK<) نشان می‌دهند. مقدار 1/1A/CNK< نشان‌دهندة ویژگی متاآلومین و تعلق آنها به سری I است (شکل 7- B).

شکل 6. ترکیب توده‏‌های آذرین درونی و دایک‏‌های منطقة شترسنگ در نمودار درصدوزنی SiO₂ دربرابر K₂O+Na₂O (Middlemost, 1985).

Figure 6. The composition of Shotorsang intrusive bodies and dikes on the SiO₂ versus Na₂O+K₂O diagram (Middlemost, 1985).

نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) و همچنین، عنصرهای خاکی کمیاب (REE [3]) بهنجارشده به مقدار REE در ترکیب کندریت (Boynton, 1984) در شکل 8 نشان داده شده است که الگوی تغییرات آنها نشان‌دهندة ارتباط زایشی واحدهای نیمه‌ژرف با یکدیگر است. غنی‏‌شدگی مشخص در فراوانی عنصرهای LILE (عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ) مانند Rb، Sr، Ba، Cs و Th و تهی‏‌شدگی عنصرهای با میدان پایداری بالا (HFSE) مانند P، Nb، Zr و Y نیز در این نمودارها آشکار است (شکل 8- A). همان‌گونه‌که دیده می‌شود، غنی‏‌شدگی در عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) در همة سنگ‌های آذرین دیده می‌شود (شکل 8- B). همچنین، عنصرهای REE روند کمابیش هموار و موازی نشان‏‌ می‌دهند‏‌ احتمالاً ‏‌نشان‏‌دهندة خاستگاه و تحول یکسان برای این نمونه‌هاست (Nakamura, 1974).

برپایة مقادیر عنصرهای Rb، Nb و Y در نمودارهای تعیین جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدها (Pearce et al., 1984)، سنگ‌های نیمه‌ژرف شترسنگ در گسترة کمان آتشفشانی پهنة فرورانش (VAG) جای می‏‌گیرند (شکل 9).

شکل 7. ترکیب گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در: A) نمودار SiO₂ دربرابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Maniar and Piccoli, 1989) (نماد نمونه‏‌ها همانند شکل 6).

Figure 7. Composition of Shotorsang hypabyssal granitoids in: A) SiO₂ versus K₂O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); B) A/CNK versus A/NK diagram (Maniar and Piccoli, 1989) (Symbols as in Figure 6).

سن‏‌سنجی U-Pb

دو نمونه از دایک داسیتی (نمونة Ab8) و استوک گرانودیوریتی (نمونة Ab59) با توجه به اندازه و فراوانی بلورهای زیرکن برای بررسی‌های سن‏‌سنجی برگزیده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های میکروسکوپی و سن‏‌سنجی در زیر آورده شده است.

نمونة Ab59 (استوک گرانودیوریتی): زیرکن‌ها در این نمونه شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، بی‌رنگ تا قهوه‌ای کم‌رنگ و شفاف تا نیمه‌شفاف هستند و در تصویرهای CL منطقه‏‌بندی منظم و مشخصی دارند. بزرگی بلورها نزدیک به 50 تا 250 میکرومتر و نسبت درازا به پهنای آنها 1:1 تا 3:1 است. نسبت Th/U که برای 17 بلور زیرکن اندازه‌گیری شد از 1/0 بیشتر است. این مقدار با مقدار نسبت Th/U در زیرکن‏‌های دگرگونی متفاوت و با زیرکن‏‌های ماگمایی سازگار است (Hoskin and Schaltegger, 2003). سن به‌دست‌آمده از تجزیة این نمونه در نمودار کنکوردیا برابربا 35/0±56/22 میلیون سال پیش (6/1MSWD=) با میانگین سنی 46/0±58/22 میلیون سال پیش است (شکل‌های 10-A و 10- B).

نمونة Ab8 (دایک داسیتی): زیرکن های این نمونه بی‌رنگ تا زرد کمرنگ، شفاف تا نیمه‌شفاف و معمولاً شکل‌دار هستند. اندازة بلورها از کمتر از 50 تا 200 میکرومتر در تغییر است و نسبت درازا به پهنای آنها برابربا 1:1 تا 4:1 است. بلورهای زیرکن در تصویرهای CL منطقه‏‌بندی‏‌ منظم و آشکاری دارند که نشان‌دهندة خاستگاه ماگمایی آنهاست (Corfu et al., 2003). نسبت Th/U در این نمونه نیز از 1/0 بیشتر است که نشان‌دهندة خاستگاه ماگمایی آنهاست (Belousova et al., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003). برپایة تجزیة 6 نقطه روی زیرکن‏‌های این نمونه، در نمودار کنکوردیا سنِ 38/0 ± 52/22 میلیون سال پیش (3/2MSWD=) و میانگین سنیِ 6/1± 6/22 میلیون سال پیش به‌دست آمد که به مقدار به‌دست‌آمده برای نمونة Ab59 بسیار نزدیک است (شکل‌های 10- C و 10- D).

شکل 8. نمایش الگوهای فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیابِ گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در: A) نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار بهنجارشده به کندریت (Boynton, 1984) (نماد نمونه‏‌ها همانند شکل 6).

Figure 8. Trace and rare earth elements patterns of the Shotorsang hypabyssal granitoids in: A) Primitive mantle (Sun and McDonough, 1989)-normalized diagram; B) Chondrite (Boynton, 1984) –normalized diagram (Symbols as in Figure 6).

شکل 9. بررسی محیط زمین‌ساختی پیدایش ماگمای گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در: A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Y دربرابر Nb برای (Pearce et al., 1984) (SYN-COLG: گرانیت همزمان با برخورد؛ WPG: گرانیت درون‌صفحه‌ای؛‌ ORG: گرانیت ریفت میان اقیانوسی؛ VAG: گرانیت کمان آتشفشانی) (نماد نمونه‏‌ها همانند شکل 6).

Figure 9. The tectonomagmatic setting of the Shotorsang hypabyssal granitoids in: A) Y+Nb versus Rb diagram (Pearce et al., 1984); B) Y versus Nb diagram (Pearce et al., 1984) (SYN-COLG: Syn Collision Granite; WPG: Within Plate Granite; ORG: Oceanic Ridge Granite; VAG: Volcanic Arc Granite) (Symbols as in Figure 6).

بحث

مذاب‏‌های حاصل از صفحه فرورونده نقش مهمی در ماگماتیسم محیط‌های کمانی در چند کمربند مهم کوهزایی دنیا داشته‏‌اند (Sajona et al., 2000). از آنجایی‌که چنین سنگ‌هایی در جزیرة آداک در اقیانوس آرام دیده شده‏‌اند، آداکیت نام گرفته‏‌اند (Kay, 1978). پژوهشگران بسیاری خاستگاه سنگ‌های آداکیتی پهنة سبزوار را ذوب پوستة اقیانوسی فرورونده می‏‌دانند و شواهدی مانند حضور میانبار‌هایی از شیشه‌های آداکیتی در زینولیت‏‌های درون سنگ‌های آتشفشانی، حضور گنبدها و توده‏‌های آداکیتی در افیولیت‏‌های سبزوار و همچنین، داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی و ایزوتوپی ارائه کرده‌اند (Ghasemi et al., 2010; Jamshidi et al., 2014; Rossetti et al., 2014; Mohammadi et al., 2015; Taheri-Sarteshnizi, 2017; Gardideh et al., 2018; Rezaei-Kahkhaei et al., 2018; Asadi-Avargane et al., 2019).

مقدار Sr بالا (ppm 607-5/382)، نسبت‌های بالای Sr/Y (5/62-4/26)، La_N/Yb_N (1/17-5/9) و مقدارهای کم Y (3/16-7/9) و HREE همانندِ آداکیت‏‌ها از مهم‏‌ترین ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ به‌شمار می‌روند (جدول 3). این ویژگی‏‌ها به‌خوبی در نمودارهای Sr/Y-Y و La/Yb-Yb نمایان هستند (شکل‌های 11-A و 11- B). نسبت‌های کم Yb و Y به‌همراه مقدار بالای Sr/Y و La/Yb به حضور گارنت مربوط هستند و چه‌بسا هورنبلند از فازهای بجامانده در خاستگاه و یا از کانی‌های جدایش‌یافته بوده است (Martin et al., 2005). مقدارهای بالای Sr پیامد نبود جدایش بلوری چشمگیرِ کانی پلاژیوکلاز و یا نبود این کانی در خاستگاه است.

الگوی غنی‏‌شدگی مشخصِ عنصرهای LILE و تهی‏‌شدگیِ عنصرهایِ با میدان پایداری بالا (HFSE) از ویژگی‌های ماگماهای کالک‌آلکالن وابسته به پهنه‌های فرورانش هستند که از ذوب‌بخشی تختة اقیانوسی فرورونده یا گوة گوشته‌ای دگرنهاد روی آن خاستگاه گرفته‌اند و در هنگام بالاآمدن ماگما دچار فرایند تبلور جدایشی، هضم و آلایش با مواد پوسته‌ای شده‌اند.

شکل 10. A، B) نمودار کنکوردیا و میانگین سنی نمونة Ab59؛ C، D) نمودار کنکوردیا و میانگین سنی نمونة Ab8.

Figure 10. A, B) Concordia and average age plot of sample Ab59; C, D) Concordia and average age plot of sample Ab8.

بی‌هنجاری منفی از عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Nb، P و Ti که از ویژگی‌های شاخص محیط‏‌های کمانی است، اگرچه می‌تواند پیامد آغشتگی و آمیختگی ماگما با مواد پوسته‏‌ای هنگام صعود و جایگزینی آن در پهنه‌های فرورانش نیز باشد؛ اما برخی از سنگ‌شناسان تهی‌بودن آبگون دگرنهادکنندة گوة گوشته‌ای نسبت به این عنصرها را به‌علت حضور فازهای دیرگداز دارای این عنصرها (مانند ایلمنیت، روتیل، اسفن، آمفیبول پارگازیتی تیتانیم‌دار و آپاتیت) در سنگ‌های اکلوژیتی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورنده و یا گوة گوشته‏‌ای ذوب‌نشدة محل خاستگاه می‌دانند؛ زیرا عنصرهای یادشده در این فازها بسیار سازگار هستند (Hawkesworth et al., 1993; Gill, 2012).

جدول 3. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی آداکیت‏‌ها (Moyen, 2009) در مقایسه با گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ.

Table 3. Geochemical features of adakites (Moyen, 2009) compared to Shotorsang hypabyssal granitoids.

برخی دیگر از پژوهشگران، آبگون غنی از کلر را عامل تهی‌شدگی ماگماهای محیط‌های کمانی از عنصرهای با شدت میدان بالا و غنی‌شدگی آنها از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) می‏‌دانند (Keppler, 1996). افزون‌بر این، حلالیت این عنصرها در آب نیز نقش برجسته‌ای در چگونگی توزیع آنها در ماگماهای این محیط‌ها دارد. از آنجایی‌که عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون در آب محلول هستند، پس به‌آسانی با آبگون دگرنهادکنندة آزاد‌شده از پوستة اقیانوسی شسته‌شده و به گوة گوشته‏‌ای محل خاستگاه ماگماهای کمان‌ها حمل می‌شوند؛ اما عنصرهای HFSE در آب نامحلول هستند و در این فرایند مشارکت نمی‌کنند. به باور تاتسومی و همکاران (Tatsumi et al., 1986)، چنانچه یک سرپانتینیت غنی از عنصرهای کمیاب در فشار 2/1 گیگاپاسکال دچار آب‏‌زدایی شود، عنصرهای لیتوفیل بزرگ یونی مانند K، Rb، Cs، Ba و نیز La را به‌صورت ترجیحی از دست می‌دهد؛ اما عنصرهای خاکی کمیاب و Nb آن دست‌نخورده به‌جای می‌مانند. همچنین، پژوهش‌ها نشان داده‌اند در شرایط مشابه، عنصرهای U، Pb و Ce تحرک بالایی دارند؛ اما عنصرهای Zr و Ti نامتحرک هستند (Workman and Hart, 2005).

شکل 11. ترکیب گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار Yb_N دربرابر (La/Yb)_N (Defant and Drummond, 1990) (نماد نمونه‏‌ها همانند شکل 6).

Figure 11. Composition of Shotorsang hypabyssal granitoids on: A) Y versus Sr/Y diagram (Defant and Drummond, 1990); B) Yb_N versus (La/Yb)_N diagram (Defant and Drummond, 1990) (Symbols as in Figure 6).

عنصر Eu به‌طور معمول در سنگ‌های دارای پلاژیوکلاز فراوان، به‌ویژه نوع کلسیک آن آنومالی مثبت دارد (Henderson, 1984)؛ اما نبود آنومالی آن در آداکیت‏‌ها و همچنین، نمونه‏‌های بررسی‌شده که درصد چشمگیری پلاژیوکلاز دارند در ارتباط با O₂ƒ ماگماست. توده‏‌های آذرین درونی منطقه از نوع گرانیتوییدهای تیپ I هستند که O₂ƒ آن بالاست، از این‌رو، عنصر Eu بیشتر به‌صورت Eu³⁺ و کمی Eu²⁺ در ماگما حضور دارد و در نتیجه در مقادیر کمتری جانشین پلاژیوکلازها می‏‌شود. گفتنی است شعاع یونی Eu²⁺ نزدیک به Sr²⁺ است و در ساختمان پلاژیوکلازها به‌آسانی جانشین Sr²⁺ می‏‌شود. این ویژگی از ویژگی‏‌های ماگماتیسم در ارتباط با گوشته و متفاوت از ماگماتیسم مرتبط با پوستة بالایی است (Wilson, 1989).

نتایج بررسی‏‌های ایزوتوپیِ گردیده و همکاران (Gardideh et al., 2018) و جمشیدی و همکاران (Jamshidi et al., 2018) در نمودار (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i دربرابر εNd_i سنگ‌های آداکیتی پالئوژن و نئوژن کمان ماگمایی جنوب قوچان نشان داده شده‌اند. در این نمودار، نمونه‌های پالئوژن به‌خوبی با محدوده آداکیت‏‌های حاصل از سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة سنوزوییک سازگار هستند. ترکیب ایزوتوپی نمونه‌های نئوژن همانند بازالت‏‌های جزیره‌های کمانی (IAB) است و نشان می‏‌دهد ماگمای مادر هنگام ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی، با گوشته نیز آمیختگی داشته است. گفتنی است ترکیب ایزوتوپی (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i و εNd_i در نمونه‌های آداکیتی نئوژن این پهنه با مقادیر مربوط به آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‌ای ضخیم شده نیز همپوشانی دارد. البته مقدار εNd_i در نمونه‌های نئوژن کمی بیشتر است. همچنین، آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‌ای ضخیم‌شده محدوده بسیار بزرگ‏‌تری را در نمودار (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i دربرابر εNd_i نشان می‏‌دهند. از سوی دیگر، در آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب پوستة ضخیم‌شده، مقدار K₂O>Na₂O و آنومالی Sr منفی است. این ویژگی‌ها با ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌های نئوژن سازگار نیستند. تغییرات ایزوتوپی مشخصی در سنگ‌های ماگمایی این پهنه دیده می‌شوند و گمان می‌رود از قدیم به جدید مقدار (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i افزایش و مقدار εNd_i کاهش می‌یابد که شاید نشان‌دهندة تاثیر پوسته بر ماگمای مادر بوده است (شکل 12).

از دیدگاه تکتونوماگماتیسم، منطقة شترسنگ در شمال کمربند افیولیتی و دگرگونی سبزوار جای گرفته است. مجموعة افیولیتی سبزوار در لبة شمالی پهنة ایران مرکزی، بجاماندة پوستة اقیانوسی نئوتتیس است که در پی فرورانش پرشیب رو به شمال و به زیر البرز در کرتاسة پسین – پالئوسن پدید آمده است (Shafaii Moghadam et al., 2014; Spies et al., 1983) و کمان ماگمایی از نوع کمان جزیره‌ای را در لبة جنوبی البرز خاوری پدید آورده است (Shabanian et al., 2012). به باور قاسمی و همکاران (Ghasemi et al., 2010)، ماگماتیسمِ رو به شمال در ائوسن تا پلیوستوسن ادامه داشته است و جوان‌ترین فراورده‌های ماگمایی آداکیتی حاشیة قاره بیشتر در منطقة مشکان در جنوب قوچان و دور از پهنة افیولیتی رخ داده‏‌اند. این پهنه در آغاز از نوع کمان جزیره‌ای بوده است و سپس در پی فرورانش رو به شمال و پیوستن جزیره‌ها به حاشیة پوستة قاره‌ای، به فرورانش حاشیه قاره‌ای و ماگماتیسم مربوطه تبدیل شده است. ازاین‌رو، ماگماتیسم کرتاسه-پالئوسن با فرورانش مرتبط بوده است و پس از ائوسن شامل آداکیت‏‌های میوسن منطقة شترسنگ با سن 5/22 میلیون سال پیش و از نوع پس از برخوردی است. برپایة داده‏‌های دهقانی و مکریس (Dehghani and Makris, 1983) که ژرفای موهو در این منطقه را از 44 کیلومتر کمتر گزارش کرده‏‌اند و با توجه به اینکه برای پیدایش آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب پوستة زیرین به ضخامت‏‌های بیشتر از 55 کیلومتر نیاز است (Wang et al., 2005)، پس خاستگاه پوستة زیرین برای گرانیتوییدهای شترسنگ نامحتمل است. در مجموع، خاستگاه احتمالی گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف منطقة شترسنگ را می‏‌توان اکلوژیت یا گارنت آمفیبولیت پدیدآمده از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس سبزوار دانست که به زیر پهنة البرز فرورانده شده است.

شکل 12. ترکیب سنگ‌های آداکیتی پالئوژن و نئوژن کمان ماگمایی جنوب قوچان در نمودار (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i دربرابر εNd_i. داده‌های ترکیب آداکیت‏‌های با خاستگاه پوستة اقیانوسی از دیفانت و همکاران (Defant et al., 1992) و ساجونا و همکاران (Sajona et al., 2000) است. داده‌های آداکیت‏‌های با خاستگاه پوستة زیرین ضخیم شده از مویر و همکاران، (Muir et al., 1995) است. داده‌های گنبدهای آداکیتی چکنه و توده‌های آذرین درونی آداکیتی پساافیولیتی به‌ترتیب از گردیده و همکاران (Gardideh et al., 2018) و جمشیدی و همکاران (Jamshidi et al., 2018) هستند. داده‏‌های ایزوتوپی افیولیت سبزوار از شفایی‌مقدم و همکاران (Shafaii Moghadam et al., 2015) است (MORB: بازالت کافت میان اقیانوسی؛ IAB: بازالت کمان جزیره‌ای).

Figure 12. Composition of the Paleogene and Neogene adakitic rocks from southern Quchan magmatic arc on the єNd_i-(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i diagram. The data for the oceanic lithosphere-derived adakites is from Defant et al. (1992) and Sajona et al. (2000). The data for adakitic rocks derived from the thickened continental crust is adopted from Muir et al. (1995). The data for the Chakaneh adakitic domes and post-ophiolite adakitic intrusives are from Gardideh et al. (2018) and Jamshidi et al. (2018), respectively. The isotopic data for the Sabzevar ophiolite are from Shafaii Moghadam et al. (2015).

برداشت

سن دو نمونة دایک داسیتی و استوک گرانودیوریتی به روش سن‏‌سنجی U-Pb روی کانی زیرکن 5/22 میلیون سال پیش، معادل با میوسن به‌دست آمد که اهمیت این دورة زمانی در کانی‏‌سازی آهن را نشان می‌دهد. شواهد زمین‏‌شیمیایی نشان می‌دهند ترکیب گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در محدوده کمان آتشفشانی پس از برخورد است و شباهت‌های بسیاری به سنگ‌های آداکیتی پدیدآمده از ذوب صفحة فرورنده دارند. این سنگ‌ها چه‌بسا خاستگاه اکلوژیتی یا گارنت آمفیبولیتی دارند که از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس سبزوار که به زیر پهنه البرز فرورانده شده است پدید آمده‌اند. جبهة ماگمایی پس از برخورد تا جنوب قوچان و به سن پلیو- پلیوستوسن ادامه داشته است و ازاین‌رو، جوان‌ترین فراورده‌های ماگمایی آداکیتی در منطقة مشکان در جنوب قوچان و دور از پهنة افیولیتی تشکیل شده‌اند. تغییرات ایزوتوپی مشخصی در سنگ‌های ماگمایی این پهنه دیده می‌شود و گمان می‌رود از قدیم به جدید مقدار (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i افزایش و مقدار εNd_i کاهش می‌یابد.

سپاس‌گزاری

نویسندگان از مؤسسه زمین‏‌شناسی و ژئوفیزیک آکادمی علوم چین برای حمایت مالی، به‌ویژه آقایان دکتر Quili Li و Yue-Heng Yang به خاطر لطف و کمک ایشان در زمینة آماده‏‌سازی، تجزیة نمونه‏‌ها و بررسی‌های سن‏‌سنجی در آزمایشگاه LA-MC-ICPMS بسیار سپاس‌گزار هستند. گفتنی است نمونه‏‌های سن‏‌سنجی‌شده، بخشی از پروژة بین‏‌المللی میان کشور چین و ایران بوده‌اند که «بخش همکاری‏‌های بین‏‌المللی استراتژیک برای نوآوری‏‌های فناوری» از برنامه تحقیق و توسعه ویژة ملی در چین از آن حمایت مالی کرده است و با شماره امتیاز پژوهشی 2016YFE020300 تصویب شده است.

[1] Cathodoluminescence

[2] Pleochroic

[3] Rare Earth Elements