زمین‌شیمی، سن‌سنجی U-Pb زیرکن و ایزوتوپ‌های Rb-Sr و Sm-Nd سنگ‌های مونزونیتی نجم‌آباد، جنوب گناباد

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، ‌مشهد، ‌ایران

2 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه کلرادو، بولدر، امریکا

چکیده

نجم‌آباد در جنوب شهر گناباد، استان خراسان رضوی، و در شمال بلوک لوت واقع شده است. دو مجموعه گرانیتوییدی سری ایلمنیت به سن ژوراسیک و سری مگنتیت به سن ترشیری در منطقه شناسایی شدند. هدف از این مطالعه تعیین سن دقیق و بررسی پتروژنز توده‌های سری مگنتیت است. بر اساس سن‌سنجی به روش U-Pb در کانی زیرکن، سن توده‌های مونزونیتی منطقه نجم‌آباد معادل 9/39 میلیون سال (ائوسن میانی) است. این توده‌ها عمدتاً ماهیت متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوس دارند و به گرانیتوییدهای سری مگنتیت (نوع I) تعلق دارند. غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE و غنی‌شدگی عناصر LILE (Sr، Ba، Rb و K) نسبت به HFSE (Ta، Nb و Ti) شواهد مهمی است که ماگمای مونزونیتی در کمربند ماگمایی زون فرورانش تشکیل شده است. میانگین مقدار SiO2 (52/66 درصد)، Al2O3 (26/15 درصد)، MgO (13/1 درصد)، Na2O (7/4 درصد)، K2O/Na2O (31/0)، غنی‌شدگی شدید عناصر LREE، ناهنجاری مثبت Eu، مقدار بالای Sr (میانگین 492 گرم در تن)، بالا بودن نسبت (La/Yb)N (بیش از 58/13) و مقدار Y (کمتر از 9/7 گرم در تن) و Yb (کمتر از 7/0 گرم در تن) کم نشان می‌دهد که ماگمای این توده‌ها ماهیت ماگماهای آداکیتی به ویژه نوع پر سیلیس را دارند. بر اساس نسبت ایزوتوپ اولیه 143Nd/144Nd (512851/0) و 87Sr/86Sr (70512/0)، ماگمای توده مونزونیتی از پوسته اقیانوسی صفحه فرو رونده مشتق شده است. الگوی عناصر REE، نبود ناهنجاری منفی Eu و مقدار بالای Sr، نشان‌دهنده تشکیل ماگما در عمق پایداری گارنت است. ماگمای توده‌های مونزونیتی از ذوب بخشی آمفیبولیتی که بین 10 تا 25 درصد گارنت داشته است، تشکیل شده است. بر مبنای داده‌های زمین‌شیمی عناصر جزیی، نادر خاکی و مقادیر ایزوتوپ‌های Rb-Sr و Sm-Nd، توده‌های نیمه عمیق ترشیری بلوک لوت در زون فرورانش تشکیل شده‌اند. سن گرانیتوییدها بین ائوسن میانی تا الیگوسن تحتانی است. سن گرانیتوییدها از شمال بلوک لوت به جنوب کاهش می‌یابد. گرانیتوییدهای کیبرکوه با سن 3/43 میلیون سال، در شمال و چاه‌شلجمی با سن 3/33 میلیون سال، در جنوب رخنمون دارند. مقدار نسبت 87Sr/86Sr اولیه نیز از شمال به جنوب همراه با کاهش سن توده‌های نفوذی از کیبرکوه به طرف چاه‌شلجمی، از 7077/0 به 7047/0 کاسته می‌شود. ماگمای مونزونیتی نجم‌آباد برخلاف دیگر توده‌های نفوذی بلوک لوت، غنی از سدیم بوده و با توجه به مقدار Nb کمتر از 8 ppm و مقادیر ایزوتوپی، کم‌ترین آلودگی را با پوسته قاره‌ای داشته است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemistry, zircon U-Pb geochronology and Rb-Sr & Sm-Nd isotopes of Najmabad monzonitic rocks south of Ghonabad

نویسندگان [English]

  • Mehrab Moradi Noghondar 1
  • Mohammad Hassan Karimpour 1
  • Azadeh Malekzadeh Shafaroudi 1
  • G. Lang Farmer 2
  • Charles Stern 2
چکیده [English]

Najmabad is located south of Ghonabad in the province of Khorasan Razavi. This area is situated in the northern part of Lut Block. Two types of granitoid, ilmenite series (Jurassic), and magnetite series (Tertiary) are recognized in the study area. The aim of this research is to find out the age and petrogenesis of granitoid (magnetite series). The result of U-Pb zircon age dating of monzonite is 39.9 Ma (Middle Eocene time). Chemically, Monzonitic rocks are meta-aluminous to moderately peraluminous. They are classified as the magnetite-series (I-Type granitoid). Based on enrichment of LREE relative to HREE, enrichment of LILE (K, Rb, Ba and Sr) and depletion of HFSE (Nb, Ti and Ta) monzonitic magma originated in subduction zone. The average of SiO2 (66.52%), Al2O3, (15.26%), MgO (1.13%), Na2O (4.7%), K2O/Na2O (0.31), as well as LREE enrichment , positive Eu, high Sr (492 ppm), high ratio of (La/Yb)N (>13.58), Y (

کلیدواژه‌ها [English]

  • Najmabd
  • Lut block
  • Monzonite
  • Zircon geochronology
  • Adakitic magma

مقدمه

منطقه نجم‌آباد در فاصله 25 کیلومتری جنوب شهر گناباد و در محدوده بین طول‌های جغرافیایی ²31 ¢47 °58 تا ²37 ¢53 °58 شرقی و عرض‌های جغرافیایی ²58 ¢15 °34 تا ²5 ¢12 °34 شمالی واقع شده است. منطقه مورد مطالعه در شرق ایران و در قسمت شمالی بلوک لوت قرار دارد (شکل 1).

از ویژگی‌های مهم بلوک لوت، ماگماتیسم گسترده آن به‌ویژه در بخش‌های شمالی است که از ژوراسیک آغاز شده و در ترشیری به اوج خود رسیده است، به طوری‌که ضخامت واحدهای آذرین ترشیری، به‌خصوص ائوسن، به 2000 متر می‌رسد (آقانباتی، 1383). شرق ایران و به‌ویژه بلوک لوت با داشتن موقعیت‌های تکتونیکی مختلف در زمان‌های گذشته، دارای حجم عظیم ماگماتیسم با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی متفاوت است که بعضاً پتانسیل‌های بسیار مناسبی برای تشکیل کانی‌سازی‌های مختلف را فراهم آورده است. درک بهتر از زمین‌شیمی، سن و منشاء ماگما در توده‌های نفوذی مرتبط و یا بدون کانی‌سازی، گام مثبتی در جهت بررسی جایگاه تکتونوماگمایی لوت در زمان‌های مختلف و نیز اکتشاف کانسارهای مختلف در شرق ایران است.

 

 

شکل 1- موقعیت محدوده اکتشافی نجم‌آباد در ایران و بلوک لوت

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

تاکنون مطالعات پتروژنزی و سن‌سنجی متعددی در بخش‌های مختلف بلوک لوت به‌ویژه بر روی توده‌های نفوذی نیمه‌عمیق صورت گرفته است که از آن جمله می‌توان به مناطق ماهرآباد و خوپیک (ملک‌زاده شفارودی، 1388؛ ملک‌زاده شفارودی و کریم‌پور، 1390)، شوراب (Lotfi, 1982)، کیبرکوه (سلاطی و همکاران، 1391) و چاه‌شلجمی (Arjmandzadeh et al., 2011) اشاره کرد. سن این گرانیتوییدها بین ائوسن میانی تا الیگوسن تحتانی بوده و زمین‌شیمی آن‌ها نشان‌دهنده تشکیل ماگماتیسم در زون فرورانش است. بر اساس نسبت‌های ایزوتوپی رادیوژنیک، ماگما از ذوب بخشی پوسته اقیانوسی منشاء گرفته و با پوسته قاره‌ای نیز با نسبت‌های مختلف آلودگی پیدا کرده است (ملک‌زاده شفارودی، 1388؛ ملک‌زاده شفارودی و کریم‌پور، 1390؛ سلاطی و همکاران، 1391؛ Lotfi, 1982؛ (Arjmandzadeh et al., 2011.

در منطقه مطالعاتی نجم‌آباد دو مجموعه ماگماتیسم مختلف حضور دارد که شامل گرانیتوییدهای احیایی (سری ایلمنیت) و گرانیتوییدهای نوع اکسیدان (سری مگنتیت) هستند. زمین‌شیمی، تعیین سن و بررسی ایزوتوپ‌های Rb-Sr و Sm-Nd باتولیت گرانودیوریتی- گرانیتی احیایی (سری ایلمنیت) نجم‌آباد توسط مرادی و همکاران (1390) انجام شده است. سن آن بر اساس اندازه‌گیری U-Pb در زیرکن، 85/161 میلیون سال (ژوراسیک میانی) تعیین شده است. بر پایه مقادیر نسبت 87Sr/86Sr اولیه (709131/0) و نسبت 143Nd/144Nd اولیه (512095/0) ماگمای این گرانیت از پوسته قاره‌ای منشاء گرفته است و هم‌زمان با توده‌های نفوذی احیایی شاه‌کوه و سرخ‌کوه در طی کوه‌زایی ژوراسیک میانی (162 تا 164 میلیون سال قبل) در بلوک لوت به‌وجود آمده است (مرادی و همکاران، 1390). هدف از این نوشتار، بررسی زمین‌شیمی، سن‌سنجی زیرکن به روش U-Pb و ایزوتوپ‌های Rb-Sr و Sm-Nd توده‌های مونزونیتی اکسیدان (سری مگنتیت) ترشیری منطقه نجم‌آباد است. بدون شک سن‌سنجی و پتروژنز انواع مختلف توده‌های نفوذی این منطقه نیز کمک شایانی به مشخص شدن هر چه بیشتر جایگاه فعالیت‌های تکتونوماگمایی بلوک لوت خواهد کرد.

 

زمین‌شناسی منطقه

قدیمی‌ترین لیتولوژی در منطقه، شیل و ماسه‌سنگ‌های سازند ششمک هستند که تحت تأثیر کوه‌زایی اواسط ژوراسیک به اسلیت و کوارتزیت دگرگون شده‌اند. این واحدهای دگرگونی ناحیه‌ای در اثر نفوذ توده گرانودیوریتی نجم‌آباد به سن ژوراسیک میانی، مجدداً تحت تأثیر دگرگونی همبری قرار گرفته و بر اساس موقعیت نسبت به توده، به انواع شیست، هورنفلس و اسلیت لکه‌ای دگرگون شده‌اند. رخنمون توده بیوتیت‌گرانودیوریت و واحدهای دگرگونی در بخش جنوبی منطقه دیده می‌شود (شکل 2). سنگ آهک کرتاسه که در معرض دگرگونی ناحیه‌ای درجه پایین نیز قرار گرفته است، رخنمون کوچکی در شرق محدوده دارد (شکل 2). مطالعات پالینولوژی بر روی نمونه‌های برداشت شده از این واحد، سن Rhaetian تا Liassic را برای آن مشخص می‌کند. این فسیل‌ها شامل Cycadopites،sp. Classopollis،sp. Duplexixporites،sp. Punctatosporitesوsp. Alisporitesهستند (قائمی، 1384).

توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد عمدتاً در شمال، جنوب‌شرقی و جنوب منطقه دیده می‌شوند. این توده‌های نیمه‌عمیق بر اساس نوع و مقدار کانی‌های آهن و منیزیم‌دار به سه نوع بیوتیت ‌مونزونیت پورفیری، هورنبلند بیوتیت ‌مونوزونیت پورفیری و هورنبلند مونزونیت پورفیری قابل تقسیم هستند. توده بیوتیت مونزونیت پورفیری رخنمون بسیار کوچکی در جنوب منطقه دارد و در باتولیت گرانودیوریتی ژوراسیک نجم‌آباد نفوذ کرده است. هورنبلند بیوتیت مونزونیت پورفیری در جنوب‌شرقی ناحیه رخنمون دارد. توده هورنبلند مونزونیت پورفیری بزرگ‌ترین رخنمون ترشیری منطقه است که عمدتاً در شمال و شمال‌شرقی مشاهده می‌شود (شکل 2).

 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی منطقه نجم‌آباد

 

 

روش انجام پژوهش

تهیه نقشه‌های زمین‌شناسی با مقیاس 1:5000،‌ مطالعه 90 مقطع نازک از توده‌های نفوذی منطقه و مطالعه پتروگرافی، انتخاب 9 نمونه از توده‌های مونزونیتی بدون آلتراسیون و هوازدگی و تجزیه برای اکسیدهای اصلی با دستگاه XRF فیلیپس (مدل
X Unique II) در گروه زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد، تجزیه 9 نمونه برای عناصر فرعی و نادر خاکی (REE) در آزمایشگاه ACME (کانادا) به روش ذوب قلیایی با دستگاه ICP-MS، انجام مطالعه سن‌سنجی به‌روش U-Pb با استفاده از تکنیک Laser-Ablation در کانی زیرکن در دانشگاه آریزونای امریکا (در این روش بهترین نمونه از توده‌های مونزونیتی منطقه مورد مطالعه (KC-3) که فاقد هرگونه هوازدگی و آلتراسیون بود، انتخاب شد. پس از انجام عملیات خردایش، لاوک‌شویی و جداسازی کانی‌های سنگین با مایع برموفورم، تعداد 30 عدد زیرکن با طول بزرگتر از 30 میکرون در زیر میکرسکوپ بینوکولار به روش دست‌چینی جدا 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 می‌شود. 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 انتخاب می‌شوند. روش Laser-Ablation ICP-MS قادر است تا سن‌سنجی به روش اندازه‌گیری U-Pb را با صحت بهتر از 2 درصد (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. اشعه 35 یا 25 میکرونی با نرخ تکرار 8 هرتز و انرژی 10 میکروژول تنظیم می‌شود که می‌تواند یک سیگنال تقریباً cps 100000 در گرم در تن برای U در زیرکن تولید کند. برای اندازه‌های کوچکتر اشعه لیزر، انرژی (60 میکروژول) و نرخ تکرار (4 هرتز) کاهش می‌یابد. در هر دو حالت ذکر شده، مواد برانگیخته شده توسط اشعه لیزر از یک اتاقک گاز هلیم عبور می‌کنند. گاز هلیم و نمونه بر انگیخته 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 استانداردی 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 سیریلانکا با سن Ma 2/3±5/563 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 نمودار Concordia، رسم نمودارهای تراکمی و محاسبات سن‌های میانگین از داده‌های 206Pb/238U و 206Pb/207Pb توسط ISOPLOT/EX انجام می‌گیرد. سن‌های میانگین 206Pb/238U با حد اطمینان 9/95 تا 9/96 درصد در این روش محاسبه می‌شود.) و مطالعه ایزوتوپ‌های ناپایدار Rb/Sr و Nd/Sm در دانشگاه کلرادو، بولدر امریکا (آنالیز ایزوتوپ‌های Sr و Nd با دستگاه 6-collector Finnigan MAT 261 Thermal Ionization Mass Spectrometer در دانشگاه بولدر کلرادو (امریکا) انجام شد. نسبت 87Sr/86Sr با استفاده از اندازه‌گیری چهار حالت کلکتور استاتیک به‌دست آمد. بر طبق 30 اندازه‌گیری مختلف SRM-987 در طول مدت مطالعه، نسبت 87Sr/86Sr بین 0.71032±2 تعیین شد (با محاسبه خطای میانگین 2 سیگما). نسبت اندازه‌گیری شده 87Sr/86Sr توسط SRM-987=0.71028 تصحیح شد. نسبت 143Nd/144Nd اندازه‌گیری شده با 146Nd/144Nd=0.7219 به‌هنجار شد. اندازه‌گیری‌ها به‌صورت تکراری نیز انجام شد. در طول مطالعات، 33 آنالیز با استاندارد La Jolla Nd انجام شد که میانگین 143Nd/144Nd=0.511838±8 به‌دست آمد (بر مبنای محاسبه خطای 2 سیگما)).

 

پتروگرافی مونزونیت‌ها

بیوتیت مونزونیت دارای بافت پورفیری با زمینه دانه‌ریز است. درصد درشت‌بلورها حدود 20 تا 22 درصد و شامل 5 تا 7 درصد پلاژیوکلاز (آندزین) تا اندازه 4/0 میلی‌متر، 10 تا 12 درصد فلدسپات پتاسیم تا 8/0 میلی‌متر و 2 تا 3 درصد بیوتیت تا اندازه 5/0 میلی‌متر است. کانی‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، فلدسپات پتاسیم و بیوتیت در زمینه سنگ مشاهده می‌شود. کانی‌های اپاک بی‌شکل، تا اندازه 2/0 میلی‌متر بوده و به مقدار 2/0 درصد است. زیرکن کانی فرعی این واحد است (شکل 3- الف). این توده فاقد آلتراسیون است.

هورنبلند بیوتیت مونزونیت دارای بافت پورفیری با زمینه دانه‌ریز است. درصد درشت‌بلورها حدود 18 تا 21 درصد است. کانی‌های درشت‌بلور شامل 8 تا 10 درصد پلاژیوکلاز (آندزین) تا اندازه 8/0 میلی‌متر، 5 تا 8 درصد فلدسپات پتاسیم تا 8/0 میلی‌متر، 2 درصد بیوتیت تا اندازه 3/0 میلی‌متر و 1 درصد هورنبلند تا اندازه 3/0 میلی‌متر است. کانی‌های زمینه سنگ نیز شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، فلدسپات پتاسیم، بیوتیت و هورنبلند است (شکل 3- ب). مقدار جزیی کلریت از آلتره‌شدن بیوتیت و هورنبلند در این واحد دیده می‌شود.

هورنبلند مونزونیت دارای بافت پورفیری با زمینه دانه‌ریز است. درصد درشت‌بلورها حدود 45 تا 50 درصد است. کانی‌های درشت‌بلور شامل 20 تا 25 درصد پلاژیوکلاز (آندزین- الیگوکلاز) تا اندازه 2/1 میلی‌متر، 10 تا 15 درصد فلدسپات پتاسیم تا 5/0 میلی‌متر و 5 تا 10 درصد هورنبلند تا اندازه 5/0 میلی‌متر است. کانی‌های زمینه سنگ نیز شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، فلدسپات پتاسیم و هورنبلند است. کانی‌های اپاک بی‌شکل تا اندازه 2/0 میلی‌متر بوده و مقدار آن‌ها تا 3/0 درصد می‌رسد. زیرکن، کانی فرعی این واحد است (شکل 3- پ). حدود 2 درصد کلریت از آلتره‌شدن هورنبلند در این واحد دیده می‌شود.


 

شکل 3- الف) واحد بیوتیت مونزونیت پورفیری (KAP-26)، ب) واحد هورنبلند بیوتیت مونزونیت پورفیری (KAP-7)، پ) واحد هورنبلند مونزونیت پورفیری (KAP-50) در نور XPL (Plag = پلاژیوکلاز، K-feld  =فلدسپات پتاسیم، =Bio بیوتیت و =Hbl هورنبلند)

 


پردازش داده‌های آستر

پردازش داده‌های سنجنده آستر برای شناسایی زون‌های آلتراسیون منطقه نجم‌آباد به‌روش نقشه‌برداری زاویه طیفی انجام شد (شکل 4). در این روش کانی‌های کلریت، سریسیت، کائولینیت، تورمالین و هماتیت در بخش‌های مختلف منطقه بارزسازی شدند. بررسی‌های صحرایی نیز حضور آلتراسیون‌های سیلیسی، پروپیلیتیک، سریسیتیک و آرژیلیک را در محدوده نشان می‌دهد. اما همان‌طور که مشخص است در محل توده‌های مونزونیتی مورد بحث در این مقاله، فقط مقداری کلریت آشکار شده است که حاصل تجزیه بیوتیت و هورنبلند است (شکل 4). دیگر آلتراسیون‌های مشاهده شده در منطقه و کانی‌سازی آن خارج از بحث این نوشتار است.

 

 

 

 

شکل 4- بارزسازی کانی‌های کلریت، سریسیت، کائولینیت، تورمالین و هماتیت به روش نقشه‌برداری زاویه طیفی بر روی داده‌های سنجنده آستر در منطقه نجم‌آباد و مناطق مجاور

 

 

زمین‌شیمی توده‌های مونزونیتی

نتایج آنالیز اکسیدهای اصلی، عناصر فرعی و نادر خاکی توده‌های مونزونیتی با حداقل آلتراسیون یا بدون آلتراسیون منطقه نجم‌آباد در جدول 1 ارائه شده است. بر اساس نمودار Al2O3/Na2O+K2O بهAl2O3/CaO+Na2O+K2O  (Maniar and Piccoli, 1989)، توده‌ها متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوس هستند و به‌واسطه مقدار A/CNK<1.1 در محدوده گرانیتوییدهای سری I قرار می‌گیرند (شکل 5). مقدار K2O توده‌ها نیز از 9/0 تا 82/2 درصد متغیر است. بر اساس نمودار K2O در مقابل SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976)، توده‌های نفوذی منطقه نجم‌آباد عمدتاً در محدوده پتاسیم کم تا متوسط واقع می‌شوند (جدول 1 و شکل 6).

بر پایه مقدار عناصر Nb، Yb، Rb، Y و Ta در نمودارهای Pearce و همکاران (1984)، موقعیت تکتونیکی تشکیل توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد، کمربندهای آتشفشانی زون فرورانش (VAG) است (شکل 7).

نمودار عنکبوتی عناصر فرعی و برخی عناصر کمیاب به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه برای توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد، در شکل 8 نشان داده شده است. غنی‌شدگی از عناصر LILE (Sr، Ba، Rb و K) و تهی‌شدگی از عناصر HFSE (Ta، Nb و Ti) در همه نمونه‌ها نسبت به گوشته اولیه دیده می‌شود (شکل 8). غنی‌شدگی در LILE نسبت به HFSE نشان‌دهنده ماگمای مرتبط با زون فرورانش است (Gill, 1981; Pearce, 1983; Wilson, 1989; Rollinson, 1993). کاهیدگی Nb و Ti، منعکس‌کننده حضور کانی‌های Ti (Pearce and Parkinson, 1993) و یا Ti-Nb دار در منشاء است (Reagan and Gill, 1989). تهی‌شدگی فسفر در نمونه‌ها مربوط به تفریق آپاتیت از ماگماست.

 

 

 

   

شکل 5- توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد در نمودار A/NK در مقابل A/CNK (Maniar and Piccoli, 1989)

شکل 6- موقعیت توده‌های نفوذی نجم‌آباد در نمودار K2O-SiO2 اقتباس از Peccerillo و Taylor (1976)

 

جدول 1- نتایج زمین‌شیمیایی اکسیدهای اصلی، عناصر فرعی و نادر خاکی توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد

 

KAP-7

KAP-24

KAP-26

KAP-34

KAP-35

KAP-37

KAP-40

KAP-49

KAP-56

X

674219

672210

672100

672276

672139

673747

674352

674867

674599

Y

3786828

3787244

3787103

3784947

3784854

3784753

3785247

3784634

3783498

wt%

                 

SiO2

66.10

63.45

64.70

70.05

64.88

66.11

66.23

68.89

68.30

TiO2

0.29

0.56

0.55

0.26

0.48

0.45

0.37

0.35

0.26

Al2O3

15.31

14.94

15.50

15.61

15.85

15.75

14.93

14.63

14.85

FeOT

4.50

3.8

3.51

2.41

3.66

3.21

2.43

2.16

2.86

MnO

0.07

0.03

0.02

n.d

n.d

n.d

0.05

0.01

0.04

MgO

1.14

2.18

1.79

0.20

1.29

0.61

0.91

0.99

1.10

CaO

3.99

4.92

5.20

2.74

4.63

4.32

3.97

5.59

2.70

Na2O

4.1

4.74

4.75

5.06

4.96

4.82

5.20

3.97

4.72

K2O

2.5

1.20

1.48

1.23

1.12

0.95

2.82

0.90

2.15

P2O5

0.12

0.24

0.24

0.09

0.15

0.18

0.13

0.11

0.09

ppm

                 

Sr

409

798

550

438

466

503

484

482

304

Rb

37

28

28

36

31

33

75

27

86

Nb

3

8

8

6

6

6

3

3

6

Ba

218

258

265

225

206

214

278

214

550

Zr

126

166

170

195

153

170

142

152

92

Co

4

9

8

2

7

6

6

2

4

Hf

3

4

5

4

4

4

4

4

3

Ta

0.2

0.4

0.4

0.4

0.3

0.5

0.2

0.2

0.5

Cs

2

1

0.4

0.9

1

1

3

1

7

Sr/Y

79

101

71

86

64

65

85

124

42

La

13.6

21.2

21.3

19.5

18.1

18.3

14.3

15.6

14.1

Y

5.2

7.9

7.8

5.1

7.3

7.8

5.7

3.9

7.3

Ce

29.7

45.9

47.6

41.0

39.0

40.2

33.1

34.1

25.8

Pr

3.32

5.33

5.33

4.29

4.25

4.46

3.83

3.71

2.74

Nd

12.2

19.5

19.7

14.6

15.1

17.5

14.9

13.4

10.7

Sm

2.08

3.17

3.16

2.20

2.53

2.75

2.41

2.09

1.67

Eu

0.66

0.98

1.00

0.64

0.78

0.87

0.69

0.67

0.39

Gd

1.50

2.27

2.35

1.40

1.86

2.22

1.82

1.52

1.49

Tb

0.20

0.33

0.31

0.19

0.28

0.29

0.23

0.19

0.23

Dy

1.06

1.52

1.44

0.94

1.39

1.57

1.18

0.82

1.27

Ho

0.17

0.25

0.25

0.17

0.23

0.25

0.19

0.14

0.23

Er

0.47

0.71

0.71

0.42

0.62

0.71

0.54

0.35

0.61

Tm

0.07

0.10

0.11

0.07

0.10

0.10

0.07

0.05

0.10

Yb

0.36

0.62

0.62

0.45

0.62

0.62

0.50

0.30

0.70

Lu

0.06

0.09

0.10

0.07

0.09

0.09

0.07

0.04

0.10

Eu/Eu*

1.14

1.12

1.13

1.11

1.10

1.07

1.08

1.15

0.76

(La/Yb)N

25.47

23.05

23.16

29.22

19.68

19.9

19.28

35.06

13.58

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 7- موقعیت توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد در نمودار Pearce و همکاران (1984)، VAG  =گرانیتوییدهای قوس آتشفشانی، WPG = گرانیتوییدهای درون صفحه‌ای، ORG= گرانیتوییدهای پشته میان اقیانوسی، syn-COLG  =گرانیتوییدهای هم‌زمان با تصادم قاره‌ها

 

شکل 8- نمودار به‌هنجار شده برخی عناصر فرعی و نادر خاکی توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد نسبت به گوشته اولیه (مقادیر گوشته اولیه از Sun و McDonough (1989)

 

 

عناصر REE نسبت به سایر عناصر به مقدار کمتری در معرض هوازدگی و آلتراسیون‌های هیدروترمال قرار می‌گیرند، بنابراین الگوی فراوانی آن‌ها می‌تواند نشانه‌هایی از منشاءهای آذرین سنگ‌ها را اثبات کند (Boynton, 1985; Rollinson, 1993). نمودار عناصر نادر خاکی (REE) توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد که نسبت به کندریت به‌هنجار شده‌اند، یک غنی‌شدگی شدید در LREE ها را نسبت به HREE ها نشان می‌دهد (شکل 9). این روند غنی‌شدگی در LREE نسبت به HREE، شاخص ماگمای تشکیل شده در زون فرورانش است (Gill, 1981; Pearce, 1983; Wilson, 1989; Rollinson, 1993). همچنین این الگوی عناصر نادر خاکی، نشان‌دهنده حضور گارنت به‌عنوان کانی باقی‌مانده در سنگ منشاء ماگما است (Rollinson, 1993).

Taylor و McLennan (1985) بیان داشتند که هرگاه مقدار Eu/Eu* بیش از یک باشد، ناهنجاری مثبت و هرگاه کمتر از یک باشد، ناهنجاری منفی است. به‌طور کلی توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد دارای ناهنجاری Eu مثبت هستند و فقط نمونه KAP-56 دارای Eu/Eu* منفی است (جدول 1 و شکل 9). ناهنجاری Eu مثبت نیز گویای تشکیل ماگما در عمق پایداری گارنت است (Henderson, 1984). بالا بودن نسبت (La/Yb)N (58/13 تا 06/35) در همه نمونه‌ها نیز تشکیل ماگما در عمق پایداری گارنت را اثبات می‌کند. همچنین بالا بودن مقدار Sr توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد (تا 798 گرم در تن)، عدم وجود پلاژیوکلاز در سنگ منشأ را تایید می‌کند (جدول 1).

 

 

شکل 9- به‌هنجار کردن عناصر نادر خاکی نسبت به کندریت در توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد (مقادیر کندریت از Boynton (1985))

 


سن سنجی U-Pb زیرکن

بعد از مطالعات دقیق پتروگرافی و زمین‌شیمیایی، از نمونه‌های برداشت شده از توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد یک نمونه برای سن‌سنجی انتخاب شد. نتایج آنالیز سن‌سنجی U-Th-Pb در کانی زیرکن در جدول 2 آمده است. همچنین نمودار میانگین سن تعیین شده آن در شکل 10 نشان داده شده است. بر پایه 15 نقطه آنالیز روی دانه‌های زیرکن، سن توده مونزونیتی برابر با 5/1±9/39 میلیون سال به‌دست آمد. 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 است (Rubatto et al., 2001; Williams, 2001; Rubatto, 2002). این نسبت در زیرکن‌های مطالعه شده کمتر از 5 بوده که نشان‌دهنده ماهیت ماگمایی زیرکن‌هاست. این ویژگی همراه با خصوصیت حرارت خاتمه بالای زیرکن (Cherniak and Watson, 2000) به ما اجازه می‌دهد تا اطلاعات U-Pb به‌دست آمده را نماینده سن تبلور توده آذرین بدانیم. مونزونیت نجم‌آباد در ائوسن میانی (بارتونین) در منطقه نفوذ نموده است.

 

ایزوتوپ‌های Rb-Sr و Sm-Nd

اطلاعات ایزوتوپ‌های Rb-Sr و Sm-Nd یک نمونه توده مونزونیتی به‌ترتیب در جدول‌های 3 و 4 ارائه شده است. نسبت ایزوتوپ اولیه 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd (با توجه به سن 9/39 میلیون سال) به‌ترتیب برابر با 705122/0 و 512851/0 است (جدول‌های 3 و 4). میزان ایزوتوپ اولیه εNdi در نمونه مورد نظر برابر با 16/5 است (جدول 4). بر اساس نمودار نسبت ایزوتوپ اولیه 143Nd/144Nd نسبت به 87Sr/86Sr، ماگمای توده مونزونیتی از پوسته اقیانوسی صفحه فرورانش کرده نشأت گرفته است (شکل 11). مقایسه مقادیر نسبت ایزوتوپ اولیه 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd توده مونزونیتی ائوسن میانی با توده گرانودیوریتی ژوراسیک نجم‌آباد، نشان می‌دهد که ماگمای توده گرانودیوریتی از پوسته قاره‌ای منشاء گرفته و احیایی است (مرادی و همکاران، 1390).

 

 

جدول 2- نتایج آنالیز سن‌سنجی نمونه مونزونیتی منطقه نجم‌آباد

Samples

U (ppm)

206Pb

204Pb

U/Th

206Pb*

207Pb*

±(%)

207Pb*

235U*

±(%)

206Pb*

238U

±(%)

Best age (Ma)

±(Ma)

KC-3-1T

107

984

2.5

24.5585

41.8

0.0374

42.2

0.0067

5.7

42.8

2.4

KC-3-2T

158

1200

4.3

22.9572

66.4

0.0376

66.5

0.0063

3.6

40.3

1.5

KC-3-6C

100

2079

1.0

15.7711

109.3

0.0522

109.5

0.0060

6.5

38.4

2.5

KC-3-6T

84

1126

1.6

13.0638

167.5

0.0698

167.8

0.0066

9.2

42.5

3.9

KC-3-12C

38

2463

1.7

22.4842

21.4

0.0410

22.8

0.0067

7.7

43.0

3.3

KC-3-9C

100

2054

1.0

15.7767

109.8

0.0527

109.5

0.0062

6.7

39.4

2.3

KC-3-8T

84

1126

1.6

13.0638

168.5

0.0698

167.8

0.0066

9.2

41.5

3.7

KC-3-5C

100

2032

1.1

15.7901

109.3

0.0522

107.5

0.0061

6.5

39.5

2.5

 

 

شکل 10- تصویر میانگین سن تعیین شده از اطلاعات ایزوتوپی U-Pb برای نمونه مونزونیتی نجم‌آباد

 

جدول 3- داده‌های ایزوتوپی مربوط به ایزوتوپ‌های Rb-Sr توده مونزونیتی نجم‌آباد

SAMPLE

AGE (ma)

Rb (ppm)

Sr (ppm)

87Rb/86Sr

87Sr/86Sr

uncertainty

87Sr/86Sr

 measured

87Sr/86Sr

 initial

KC-3

39.9

17.5

365

0.1385

0.000009

0.705200

0.705122

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 161.85 (age based on zircon)

 

جدول 4- داده‌های ایزوتوپی مربوط به ایزوتوپ‌های Sm-Nd توده مونزونیتی نجم‌آباد

SAMPLE

AGE (ma)

Sm (ppm)

Nd (ppm)

147Sm/144Nd

143Nd/144Nd

measured

143Nd/144Nd

initial

145Nd/144Nd

εNdi

KC-3

39.9

2.69

11.6

0.1407

0.512888

0.512851

0.3484

5.16

m= measured. Errors are reported as 1σ (95% confidence limit)

The initial ratio of 143Nd/144Nd calculated using 147Sm/144Nd and (143Nd/144Nd)m and an age of 161.85 (age based on zircon)

 εNdi, initial εNd value

 

شکل 11- موقعیت توده مونزونیتی نجم‌آباد و مقایسه آن با توده احیایی گرانودیوریتی نجم‌آباد در نمودار (143Nd/144Nd)i در برابر i(87Sr/86Sr). محیط MORB، فرورانش و پوسته قاره‌ای از Zindler و Hart (1986)

 

 

بحث

ماهیت ماگمای سازنده و موقعیت تکتونیکی توده مونزونیتی

توده مونزونیتی نجم‌آباد در ائوسن میانی (5/1±9/39) در منطقه نفوذ کرده است. مقادیر نسبتهای 87Sr/86Sr اولیه، 143Nd/144Nd اولیه و εNd در این توده‌ها نشان می‌دهد که ماگما منشاء گوشته‌ای داشته و از ذوب صفحه اقیانوسی فرورانش کرده تشکیل شده است. الگوی غنی‌شدگی شدید عناصر LREE نسبت به HREE و نیز عناصر LILE در مقابل HFSE نیز این موضوع را تأیید می‌کند. الگوهای یادشده بیانگر منشاء گرفتن ماگما از یک پوسته اقیانوسی فرورانده شده و گوه گوشته‌ای متاسوماتیزم شده روی آن، تحمل فرآیند تبلور تفریقی و همچنین هضم و آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای و باقی‌ماندن عناصر نادر خاکی سنگین و عناصر با شدت میدان بالا در سنگ منبع است Pearce et al., 1984)؛ Pearce and Parkinson, 1993؛ Tatsumi and Kogiso, 1997؛ Ayers, 1998؛ (Stadler et al., 1998. احتمال این‌که عناصر HFSE در فازهایی مانند روتیل و یا ایلمنیت وارد شوند بسیار زیاد است که این مطلب به وجود ورقه فرورانده شده اشاره می‌کند (Ryerson and Watson, 1987). دو مدل می‌تواند کاهیدگی عناصر HFSE را در زون فرورانش توضیح دهد (Munker et al., 2004):

الف) حضور کانی‌های غنی از عناصر HFSE در زون‌های فرورانش

ب) تحرک کمتر عناصر HFSE در مدت متاسوماتیزم گوشته در زون‌های فرورانش

همچنین مقدار نسبت Sr/Y توده‌ها نیز از 64 بیشتر بوده و تا 124 می‌رسد. همچنین میزان Y کمتر از 8 گرم در تن است (جدول 1). موقعیت نمونه‌ها در نمودار Y/Sr در مقابل Y گویای آن است که ماگمای این توده‌های نفوذی، ماهیت ماگماهای آداکیتی را دارد (شکل 12).

 

شکل 12- توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد در نمودار Sr/Y در مقابل Y در محیط آداکیت قرار می‌گیرند (Defant and Drummond, 1990).

 

دیاگرام (La/Yb)N در مقابل YbN (Martin, 1995) نیز نشان می‌دهد که به علت مقدار بالای (La/Yb)N نمونه‌ها (تا 06/35) و میزان YbN (بین 43/1 تا 49/3)، توده‌ها در محیط ماگمای آداکیتی قرار می‌گیرند (شکل 13). بر اساس این نمودار، توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد می‌توانند از حدود 25 درصد ذوب بخشی آمفیبولیتی که بین 10 تا 25 درصد گارنت داشته است، تشکیل شده باشند (شکل 13).

 

شکل 13- توده‌های نفوذی مونزونیتی نجم‌آباد در نمودار (La/Yb)N و YbN (Martin, 1995) در محیط آداکیت قرار گرفته‌اند.

علاوه بر مقدار نسبت Sr/Y و (La/Yb)N بالا و Y و YbN کم، دیگر ویژگی‌های توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد نیز مانند مقدار SiO2، Al2O3، K2O، نبود بی‌هنجاری منفی Eu و غنی‌شدگی شدید عناصر LREE نسبت به HREE شباهت زیادی به آداکیت‌ها دارد (جدول 5). همچنین در مقایسه با آداکیت‌های پرسیلیس و کم‌سیلیس، از نوع ماگماهای آداکیتی پر سیلیس هستند (جدول 6). مذاب‌های آداکیتی معمولاً از تبلور بخشی سنگ‌های گارنت‌دار حاصل می‌شوند (Macpherson et al., 2006) و این کانی فاز باقی‌مانده حاضر در فشار بیشتر یا مساوی یک گیگاپاسکال و حرارت 850 تا 1150 درجه‌سانتیگراد است (Rapp and Watson, 1995; Prouteau et al., 2001). ماگماهای آداکیتی، عمدتاً در زون‌های فرورانش و به‌ویژه جایی که قطعه فرورانده شده جوان باشد (زون‌های فرورانش جوان یا فرورانش پوسته اقیانوسی جوان) تشکیل می‌شوند (Defant and Drummond, 1990; Martin, 1999). هر چند که از ذوب بخشی پوسته تحتانی بازالتی ضخیم‌شده (Xu et al., 2002)، ذوب پوسته تحتانی هضم‌شده در گوشته لیتوسفری (Gao et al., 2004) و ذوب مواد بازالتی در فشار معادل با ضخیم‌شدگی پوسته (بیش از 40 کیلومتر) (Rapp et al., 1999) نیز گزارش شده‌اند.

 

مقایسه ماگماتیسم مونزونیتی منطقه نجم‌آباد با دیگر ماگماهای ترشیری بلوک لوت

سن و مقدار نسبت اولیه 87Sr/86Sr برخی از توده‌های حدواسط نیمه‌عمیق ترشیری بلوک لوت شامل مناطق ماهرآباد و خوپیک، شوراب، کیبرکوه و چاه‌شلجمی (ملک‌زاده شفارودی، 1388؛ ملک‌زاده شفارودی و کریم‌پور، 1390؛ سلاطی و همکاران، 1391؛ Lotfi, 1982؛ Arjmandzadeh et al., 2011) با توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد در جدول 7 مقایسه شده است. مطالعات نشان می‌دهد که سن گرانیتوییدها بین ائوسن میانی تا الیگوسن تحتانی بوده و از 3/43 میلیون سال در کیبرکوه در شمال تا 3/33 میلیون سال در چاه‌شلجمی در جنوب کاهش می‌یابد (شکل 14). همچنین مقدار نسبت 87Sr/86Sr اولیه نیز از شمال به جنوب همراه با کاهش سن توده‌های نفوذی از کیبرکوه به طرف چاه‌شلجمی، از 7077/0 به 7047/0 کاسته می‌شود (شکل 15). تمامی توده‌های نفوذی یاد شده، مقدار نسبت 87Sr/86Sr اولیه کمتر از 7055/0 دارند که نشان‌دهنده ماگمای مشتق شده از ذوب بخشی پوسته اقیانوسی است.

مقایسه زمین‌شیمی عناصر اصلی و فرعی توده مونزونیتی نجم‌آباد با توده‌های بحث شده نشان می‌دهد که این توده‌ها غنی از سدیم هستند. به‌طوری‌که نسبت Na2O/K2O در آن‌ها اغلب بیشتر از 2 است (جدول 1). در حالی‌که این نسبت در بقیه مناطق کمتر از 2 است (ملک‌زاده شفارودی، 1388؛ ملک‌زاده شفارودی و کریم‌پور، 1390؛ سلاطی و همکاران، 1391؛ Lotfi, 1982؛ Arjmandzadeh et al., 2011). همچنین بیش‌ترین مقادیر Nb در توده‌های نیمه‌عمیق کیبرکوه دیده می‌شود (بیش از 17 گرم در تن) (سلاطی و همکاران، 1391) و پس از آن توده‌های نفوذی چاه‌شلجمی Nb بالایی دارند (11 تا 20 گرم در تن در چاه‌شلجمی) (Arjmandzadeh et al., 2011). در حالی‌که توده مونزونیتی نجم‌آباد دارای Nb کمتر از 8 گرم در تن است (جدول 1). عناصر Rb، Nb و Ta از عناصر فراوان در پوسته قاره‌ای هستند (Bonin et al., 1978). کاهیدگی Nb ویژه ماگماهای مشتق شده از پوسته اقیانوسی در زون فرورانش است و افزایش آن اختلاط هر چه بیشتر پوسته قاره‌ای را در ماگما آشکار می‌کند (Wilson, 1989). بنابراین ماگمای منطقه کیبرکوه بیش‌ترین آلایش با پوسته قاره‌ای را نشان می‌دهد و کم‌ترین آلودگی نیز مربوط به ماگمای توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد است.

در مجموع مقایسه ویژگی‌های زمین‌شیمیایی ماگماتیسم مونزونیتی نجم‌آباد با دیگر ماگماهای ائوسن میانی تا الیگوسن تحتانی در بلوک لوت (ملک‌زاده شفارودی، 1388؛ ملک‌زاده شفارودی و کریم‌پور، 1390؛ سلاطی و همکاران، 1391؛ Lotfi, 1982؛ Arjmandzadeh et al., 2011)، وقوع یک فرورانش به زیر این بلوک در این زمان را تأیید می‌کند. ماگماهای آداکیتی که در زون فرورانش تشکیل می‌شوند، پتانسیل خوبی برای تشکیل کانی‌سازی مس و طلای پورفیری و اپی‌ترمال وابسته به آن دارند (Mungall, 2002). کریم‌پور و همکاران (1391) نیز فاصله زمانی بین 42 تا 33 میلیون سال قبل (ائوسن میانی تا اوایل الیگوسن) را مهم‌ترین پنجره زمانی کانی‌سازی در شرق ایران معرفی کرده‌اند. اما توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد فاقد کانی‌سازی هستند که این موضوع نیاز به بحث بیشتری دارد که خارج از موضوع این نوشتار است.

 

 

جدول 5- مقایسه میانگین ویژگی‌های زمین‌شیمیایی توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد با ماگماهای آداکیتی

 (Defant and Drummond, 1990; Martin, 1999; Martin et al., 2005; Rollinson and Tarney, 2005; Moyen, 2009)

میانگین آداکیت‌ها

میانگین توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد

SiO2 ³ 56%

66.52%

Al2O3 ³ 15%

15.26%

MgO < 3%

1.13%

3.5% £ Na2O £ 7.5%

4.70%

K2O/Na2O@0.42

0.31

Sr> 400 ppm

492

Low HREE

Low HREE

Positive anomaly of Eu

Positive anomaly of Eu

(La/Yb)N >10

(La/Yb)N >13.58

Yb £ 1.8 ppm

Yb ≤ 0.70 ppm

Y £ 18 ppm

Y ≤ 7.9 ppm

(87Sr/86Sr)i < 0.7045

(87Sr/86Sr)i = 0.70512

جدول 6- مقایسه میانگین ویژگی‌های زمین‌شیمیایی توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد با ماگماهای آداکیتی پر سیلیس و کم‌سیلیس (Martin et al., 2005)

میانگین آداکیت‌های پر سیلیس

میانگین آداکیتهای کم سیلیس

میانگین توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد

SiO2 >60%

SiO2 < 60%

66.52%

MgO = 0.5-4%

MgO = 4-9%

MgO = 0.2-2.18%

CaO + Na2O < 11%

CaO + Na2O > 10%

CaO + Na2O < 9.95%

Sr < 1100 ppm

Sr > 1000 ppm

Sr < 798 ppm

TiO2 < 0.9%

TiO2 > 3%

TiO2 < 0.56%

 

جدول 7- مقایسه سن و مقدار ایزوتوپ Rb-Sr توده‌های نفوذی ترشیری بحث شده

Sample

AGE (ma)

Rb(ppm)

Sr (ppm)

87Rb/86Sr

(87Sr/86Sr)m

(87Sr/86Sr)i

Uncertainty

 initial ratio

Ref.

Khopik

39

66.1

493

0.3873

0.704970

0.704755

0.000009

1

Maherabad

39

49.1

906

0.1565

0.704950

0.704863

0.000010

2

Najmabad

39.9

17.5

365

0.1385

0.705200

0.705122

0.000009

این مقاله

Kayber Kuh

42

71.691

520.12

0.3983

0.706391

0.706153

0.000007

3

Chah Shaljami

33

101.8

717.6

0.41

0.705251

0.705251

0.000013

4

Chah Shaljami

33

65.3

518.6

0.364

0.705097

0.705097

0.000013

4

Chah Shaljami

33

109

361

0.87

0.705226

0.705226

0.000013

4

Chah Shaljami

33

109

811

0.39

0.705627

0.705627

0.000018

4

Chah Shaljami

33

222.5

598.2

1.076

0.706007

0.706007

0.000014

4

Chah Shaljami

33

131.7

700.5

0.544

0.705129

0.705129

0.000011

4

Shurab

43.7

81.7

602.5

0.3927

0.70583

0.70542

0.00019

5

Shurab

41.3

40.2

597.3

0.1951

0.70491

0.70480

0.00051

5

Shurab

42.2

89.2

854.3

0.3023

0.70557

70539

 

5

Shurab

42.2

109.7

1041.2

0.3052

0.70536

0.70518

 

5

Shurab

42.2

89.8

4332

0.6006

0.70585

0.70549

 

5

Shurab

42.2

56.8

816

0.2015

0.70540

0.70528

 

5

m= measured. Errors are reported as 2σ (95% confidence limit)

مراجع: 1- ملک‌زاده شفارودی، 1388، 2- ملک‌زاده شفارودی و کریم‌پور، 1390، 3- سلاطی و همکاران، 1391، 4- Arjmandzadeh et al., 2011، 5- Lotfi, 1982.

 

شکل 14- مقایسه سن توده‌های نفوذی ترشیری بحث شده در مقاله همراه با موقعیت مکانی آن‌ها. کاهش سن از شمال به جنوب در گرانیتوییدها دیده می‌شود.

 

شکل 15- مقایسه مقدار (87Sr/86Sr)i توده‌های نفوذی ترشیری بحث شده در مقاله همراه با موقعیت مکانی آن‌ها کاهش (87Sr/86Sr)i از شمال به جنوب در گرانیتوییدها دیده می‌شود.

 


نتیجه‌گیری

در منطقه نجم‌آباد دو نوع توده مختلف با سن و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی متفاوت وجود دارد: 1) توده گرانودیوریتی نجم‌آباد به سن ژوراسیک میانی (85/161 میلیون سال) که از نوع احیایی (سری ایلمنیت) است و هنگام تصادم، از ذوب بخشی پوسته قاره‌ای تشکیل شده است، 2) توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد به سن ائوسن میانی (39 میلیون سال) که از نوع اکسیدان (سری مگنتیت) است و از ذوب بخشی پوسته اقیانوسی فرورانش کرده حاصل شده‌اند.

توده‌های مونزونیتی ائوسن میانی نجم‌آباد، عمدتاً پتاسیم کم تا متوسط بوده و ماهیت متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوس دارند. مقادیر اکسیدهای اصلی، غنی‌شدگی شدید عناصر LREE نسبت به HREE، بی‌هنجاری مثبت Eu، مقدار بالای Sr (میانگین 492 گرم در تن)، بالا بودن نسبت (La/Yb)N (بیش از 58/13)، و مقدار Y (کمتر از 9/7 گرم در تن) و Yb (کمتر از 7/0 گرم در تن) کم نشان می‌دهد که ماگمای این توده‌ها ماهیت ماگماهای آداکیتی به‌ویژه نوع پر سیلیس را دارند. بر اساس نسبت ایزوتوپ اولیه 143Nd/144Nd (512851/0) و 87Sr/86Sr (70512/0)، ماگمای توده مونزونیتی از پوسته اقیانوسی صفحه فرورانش کرده مشتق شده است. الگوی عناصر REE، نبود بی‌هنجاری منفی Eu و مقدار بالای Sr، نشان‌دهنده تشکیل ماگما در عمق پایداری گارنت است. ماگمای این توده‌ها از ذوب بخشی (حدود 25 درصد) آمفیبولیتی که بین 10 تا 25 درصد گارنت داشته است، تشکیل شده است.

مقایسه سن، زمین‌شیمی و مقادیر ایزوتوپی توده‌های نیمه‌عمیق ترشیری بلوک لوت، وقوع فرورانش در شرق ایران را تأیید می‌کند. سن گرانیتوییدها بین ائوسن میانی تا الیگوسن تحتانی بوده و از 3/43 میلیون سال در کیبرکوه در شمال تا 3/33 میلیون سال در چاه‌شلجمی در جنوب کاهش می‌یابد. مقدار نسبت 87Sr/86Sr اولیه نیز از شمال به جنوب همراه با کاهش سن توده‌های نفوذی از کیبرکوه به طرف چاه‌شلجمی، از 7077/0 به 7047/0 کاسته می‌شود. ماگمای مونزونیتی نجم‌آباد برخلاف دیگر توده‌های نفوذی بلوک لوت، غنی از سدیم بوده و با توجه به مقدار  Nb<8 ppmو مقادیر ایزوتوپی، کم‌ترین آلودگی با پوسته قاره‌ای را داشته است. به‌طور کلی، توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد در بازه سنی ماگماتیسم مهم وابسته به کانی‌سازهای
 مس- طلای پورفیری و طلای اپی‌ترمال در شرق ایران و بلوک لوت تشکیل شده‌اند و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی مشابهی دارند، اما کانی‌سازی با آن‌ها دیده نمی‌شود که این مسأله نیاز به بحث بیشتری دارد که خارج از موضوع این مقاله است.

آقانباتی، ع. (1383) زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

سلاطی، الف.، کریم‌پور، م. ح.، ملک‌زاده شفارودی، الف.، حیدریان شهری، م. ر.، فارمر، ل. و استرن، چ. (1391) سن‌سنجی زیرکن (U-Pb)،ژئوشیمی ایزوتوپ‌های Sr-Nd، و پتروژنز گرانیتوئیدهای اکسیدان منطقه کیبرکوه (جنوب‌غربی خواف). مجله زمین‌شناسی اقتصادی 4(2): 285-301.

قائمی، ف. (1384) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 گناباد. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

کریم‌پور، م. ح.، ملک‌زاده شفارودی، الف.، فارمر، ج. ل. و استرن، چ. (1391) پتروژنز گرانیتوییدها، سن‌سنجی زیرکن به روشU-Pb ، زمین‌شیمی ایزوتوپ‌های Sr-Nd و رخداد مهم کانی‌سازی ترشیری در بلوک لوت، شرق ایران، مجله زمین‌شناسی اقتصادی 4(1): 1-27.

مرادی، م.، کریم‌پور، م. ح.، فارمر، ل. و استرن، چ. (1390) زمین‌شیمی ایزوتوپ‌های Rb-Sr و Sm-Nd، سن‌سنجی زیرکن U-Pb و پتروژنز باتولیت گرانودیوریتی- گرانیت نجم‌آباد، گناباد. مجله زمین‌شناسی اقتصادی 3 (2): 127-145.

ملک‌زاده شفارودی، الف. (1388) زمین‌شناسی، کانی‌سازی، آلتراسیون، زمین‌شیمی، میکروترمومتری، مطالعات ایزوتوپی و تعیین منشاء کانی‌سازی مناطق اکتشافی ماهرآباد و خوپیک، استان خراسان جنوبی. رساله دکتری، دانشگاه فردوسی مشهد، ایران.

ملک‌زاده شفارودی، الف.، کریم‌پور، م. ح. (1390) سن‌سنجی زیرکن به روش اورانیم- سرب در منطقه اکتشافی مس- طلا پورفیری ماهرآباد: شاهدی بر دوره متالوژنیک ائوسن میانی ذخایر پورفیری در شرق ایران. مجله زمین‌شناسی اقتصادی 3(1): 41-60.

Arjmandzadeh, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F., Medina, J. M. and Homam, S. M. (2011) Sr-Nd isotope geochemistry and petrogenesis of the Chah-Shaljami granitoids (Lut block, eastern Iran). Journal of Asian Earth Sciences 41: 283-296.

Ayers, J. C. (1998) Trace modeling for aqueous fluid- peridotite interaction in the wedge of subduction zones. Contribution of Mineralogy and Petrology 132: 390-404.

Bonin, B., Grelou-Orsini, C. and Vialette, Y. (1978) Age, origin and evolution of the anorogenic complex of Evisa (Corsica): A K-Li-Rb-Sr study. Contributions to Mineralogy and Petrology 65: 425-435.

Boynton, W. V. (1985) Cosmochemistry of the rare earth elements. In: Henderson, P. (Eds.): Meteorite studies, rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam, 115-1522.

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

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662-665.

Gao, S., Rudnick, R. L.,Yuan, H. L., Liu, X. M., Liu, Y. S., Xu, W. L., Lin, W. L., Ayerss, J., Wang, X. C. and Wang, Q. H. (2004) Recycling lower continental crust in the North China craton. Nature 432: 892-897.

Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer, New York.

Henderson, P. (1984) Rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam.

Lotfi, M. (1982) Geological and geochemical investigations on the volcanogenic Cu, Pb, Zn, Sb ore- mineralizations in the Shurab-GaleChah and northwest of Khur (Lut, east of Iran). Unpublished Ph.D. Thesis, der Naturwissenschaften der Universitat Hamburg, Germany.

Macpherson, C. G., Dreher, S. T. and Thirlwall, M. F. (2006) Adakites without slab melting: high pressure differentiation of island arc magma, Mindanao, the Philippines. Earth and Planetary Science Letters 243: 581-593.

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

Martin, H. (1995) The Achaean grey gneisses and the genesis of the continental crust. The Achaean grey gneisses and the genesis of the continental crust. In: Condie, K. C. (Eds.): The Achaean Crustal Evolution. Elsevier, 205-259.

Martin, H. (1999) The adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46(3): 411-429.

Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTTG) and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79:1-24.

Moyen, J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the adakitic signature. Lithos 112: 556-574.

Mungall, J. E. (2002) Roasting the mantle: slab melting and the genesis of major Au and Au-rich Cu deposits. Geology 30: 915-918.

Munker, C., Worner, G., Yogodzinski, G. and Churikova, T. (2004) Behavior of high field strength elements in subduction zones: constraints from Kamchatka-Aleutian arc lavas. Earth and Planetary Science Letters 224: 275-293.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J. (Eds.): Continental Basalts and Mantle Xenoliths. Shiva, Nantwich, 230-249.

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

Pearce, J. A., Harris, N. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calk-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81.

Prouteau, G., Scaillet, B., Pichavant, M. and Maury, R. (2001) Evidence for mantle metasomatism by hydrous silica melts derived from subducted oceanic crust. Nature 410: 197-200.

Rapp, P. R., Shimizu, N., Norman, M. D. and Applegate, G. S. (1999) Reaction between slab-derived melt and peridotite in the mantle wedge: Experimental constrains at 3.8 GPa. Chemical Geology 160: 335-356.

Rapp, R. P. and Watson, E. B. (1995) Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: implications for continental growth and crust-mantle recycling. Journal of Petrology 36: 891-931.

Reagan, M. K. and Gill, J. B. (1989) Coexisting calc-alkaline and high niobium basalts from Turrialba volcano, Costa Rica: implication for residual titanates in arc magma source. Journal of Geophysical Research 94: 4619-4633.

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: evolution, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London.

Rollinson, H. R. and Tarney, J. (2005) Adakites- the key to understanding LILE depletion in granulites. Lithos 79: 61-81.

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

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.

Ryerson, F. J. and Watson, E. B. (1987) Rutile saturation in magmas: implications for Ti Nb-Ta depletion in island-arc basalts. Earth and Planetary Science Letters 86: 225-239.

Stadler, R., Foley, S. F., Brey, G. P. and Horn, L. (1998) Mineral-aqueous fluid partitioning of trace elements at 900- 1200°C and 3-5.7 Gpa: new experimental data for garnet, clinopyroxene, and rutile, an implication for mantle metasomatism. Geochemica et Cosmochimica Acta 65: 1781-1801.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopy systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. The Geological Society of London, Special Publication 42.

Tatsumi, Y. and Kogiso, T. (1997) Trace element transport during dehydration processes in the subducted oceanic crust: Origin of chemical and physical characteristics in arc magmatism. Earth and Planetary Science Letters 148: 207-221.

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.

Williams, I. S. (2001) Response of detrital zircon and monazite and their U-Pb isotopic systems to regional metamorphism and host-rock partial melting, Cooma Complex, southeastern Australia. Australian Journal of Earth Sciences 48: 557-580.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Uniwin Hyman, London.

Xu, J. F., Shinjo, R., Defant, M. J., Wang, Q. and Rapp, R. P. (2002) Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ningzhen area of east China: partial melting of delaminated lower continental crust? Geology 30: 1111-1114.