زمین‌شیمی و سن‌سنجی گرانیتوئیدهای سری مگنتیت کرتاسه پایانی در منطقه ارغش-قاسم‌آباد (شمال‌شرق ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

2 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد،‌ ایران گروه پژوهشی اکتشاف ذخایر معدنی شرق ایران، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد،‌ ایران

3 گروه تحقیقات و فیزیک، دانشگاه سالزبورگ، سالزبورگ، اتریش

چکیده

منطقه اکتشافی طلای ارغش در شمال‌شرق پهنه ایران مرکزی قرار دارد. این منطقه در پهنه ساختاری سبزوار در شمال گسل درونه واقع است. رخنمون‌های سنگی شامل سنگ‌های آتشفشانی با سرشت داسیت و آندزیت، سنگ‌های درونی با طبیعت دیوریت، کوارتزدیوریت، کوارتز مونزودیوریت، گرانودیوریت و گرانیت و سنگ‌های رسوبی با ترکیب آهک، ماسه‌سنگ و کنگلومرا هستند. مطالعه سنگ‌های نفوذی دیوریت، کوارتزدیوریت، کوارتزمونزودیوریت و گرانودیوریت گویای تعلق این مجموعه به سری مگنتیت (نوع I)، پتاسیم متوسط و متاآلومین است. این سنگ‌ها با کانی‌زایی ضعیف آهن در منطقه همراه هستند. عناصر TiO2، P2O5، Nb، La و Zr در توده‌ها دارای مقادیر پایین و نسبت‌های ایزوتوپی 87Sr/86Sr اولیه و εNd اولیه در آن‌ها به‌ترتیب 703755/0 و 74/4+ است. سن این توده‌ها بر اساس سن‌سنجی اورانیوم- سرب زیرکن 9/0± 8/92 میلیون سال (کرتاسه بالایی) است. داده‌های ترکیب زمین‌شیمیایی و نسبت‌های ایزوتوپی 87Sr/86Sr اولیه، وجود ماگمایی با منشأ گوشته تهی‌شده و مرتبط با پهنه فرورانش اقیانوس قدیمه سبزوار را تأیید می‌کنند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and geochronology of Upper Cretaceous, magnetite series granitoids, Arghash-GhasemAbad, NE Iran

نویسندگان [English]

  • Zahra Alaminia 1
  • Mohammad Hassan Karimpour 2
  • Seyed Massoud Homam 1
  • Fritz Finger 3
چکیده [English]

The Arghash gold prospect occurs in the northeastern of Central Iranian domain. It is located in Sabzevar zone, north of Darouneh fault. The exposed rocks in the study area consist of volcanic rocks (andesite and dacite), plutonic rocks mostly diorite, quartz diorite, quartz monzodiorite, granodiorite and granite with minor sedimentary rocks (limestone, sandstone and conglomerate). We focus on a suite of hbl-bearing granitoid rocks consisting of diorite, quartz diorite, quartz monzodiorite and granodiorite. The rocks are metaluminous, medium K, calc-alkaline belonging to Magnetite-series granitoids (I-type). They are related to small numbers of iron bodies and veins. They show low TiO2, P2O5, Nb, La, Zr. Initial 87Sr/86Sr ratios and initial εNd are 0.703755 and +4.74, respectively. U/Pb zircon dating of this suite, using laser inductively coupled plasma mass spectrometry (LA-ICP-MS) yielded mean age of 92.8 ± 0.9 Ma (Turonian). Their chemical compositions as well as initial isotope ratios of 87Sr/87Sr strongly suggest that the original magma formed in a depleted mantle in the subduction zone in Sabzevar Paleoocean.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Magmatism
  • Upper Cretaceous
  • subduction zone
  • Sabzevar zone

مقدمه

ایران در مرز دو صفحه توران و عربی قرار دارد. با بسته شدن اقیانوس‌ها و برخورد میان خرد‌قاره‌ها، وقایع تکتونیکی و دگرگونی شدیدی در این سرزمین رخ داده است و زمین‌شناسی آن را بیش از اندازه پیچیده نموده است (Stocklin and Nabavi, 1972; Sengor, 1990). از طرفی جزئیات نوسازی زمین‌ساختی ایران به‌علت اطلاعات کم زمین‌شیمیایی و سن‌سنجی مدرن پنهان مانده است. رسوبات نئوژن زیرین نیز سبب نمایش ضعیف این رخدادها در ناحیه شده‌اند (Richards et al., 2006). در دهه جدید مطالعات سن‌سنجی ایزوتوپی از پهنه‌های ساختاری ایران توسط محققین گزارش شده است که در تفسیر جایگاه تکتونیکی این ناحیه نقش به سزایی داشته است (مانند Hassanzadeh et al., 2008 و Karimpour et al., 2010).

در زمان پالئوزوئیک پایانی خردقاره‌های مجزا از هم (بلوک‌های کیمرین) به سمت جنوب‌شرق آسیا کشیده شده‌اند و شامل قطعات پوسته‌ای منحصر به فردی هستند که توسط البرز، زون سنندج- سیرجان و محدوده ایران مرکزی مشخص می‌شوند (Berberian and Berberian, 1981; Brunet et al., 2009). صفحه ایران مرکزی، بر اساس ساختار زمین‌شناسی، توسط گسل‌های اصلی امتداد لغز به چهار بلوک اصلی تقسیم شده است که از شرق به غرب عبارت است از لوت، طبس، یزد و کویر بزرگ. سه بلوک اول به‌صورت خردقاره ایران مرکزی شناخته شده است (Berberian and Berberian, 1981). منطقه مطالعاتی در شمال‌شرق بلوک کویر بزرگ در حاشیه پهنه سبزوار قرار دارد. سنگ بستر بلوک کویر بزرگ در دو ناحیه تکنار و ترود با سن قدیمی‌تر از پالئوزوئیک زیرین رخنمون دارد (Karimpour et al., 2011; Rahmati-Ilkhchi et al., 2011). از زمان ژوراسیک میانی تا کرتاسه زیرین محیط تکتونیکی کششی به شکل اقیانوس‌هایی در اطراف خردقاره ایران مرکزی مشخص می‌شود. این حادثه، گواه مشخصی برای وجود محیط دریایی عمیق در کرتاسه زیرین در ناحیه سبزوار است (Sengor, 1990). پهنه سبزوار از شمال‌شرق توسط پهنه کپه داغ و رشته کوه‌های بینالود (بخش شرقی زون البرز) و از جنوب توسط گسل بزرگ کویر (درونه) در بر گرفته شده است (شکل 1). باز و بسته شدن اقیانوس سبزوار با افیولیت ملانژهای سبزوار شناخته می‌شود. سنگ‌های جوانتر از افیولیت‌ها شامل ضخامت نازکی از نهشته‌های آذرین شامل آندزیت، داسیت، توف، آگلومرا و گرانیتویید و رسوبی‌ها شامل کمتر آهک، ماسه‌سنگ و لایه‌های تبخیری با سن ترشیاری هستند (Lensch et al., 1977).


شکل 1- (a نقشه ساختاری ساده شده ایران (با اندکی تغییرات از Alavi (1996))، ناحیه ایران مرکزی با رنگ خاکستری مشخص شده است و شامل بلوک‌های لوت، طبس، یزد و کویر بزرگ است؛ (b نقشه زمین‌شناسی ساده شده از پهنه سبزوار، توزیع رخنمون‌های سنگی و موقعیت منطقه مطالعاتی ارغش را در پهنه سبزوار نشان می‌دهد. این نقشه از سری نقشه‌های زمین‌شناسی 1:100000 کدکن، شامکان، سبزوار و مشهد استفاده شده است.

 

 

 

منطقه اکتشافی طلای ارغش یکی از پیچیده‌ترین نواحی زمین‌شناسی در این ناحیه است که از سال 1373 مطالعات متعددی توسط سازمان زمین‌شناسی کشور بر روی رگه‌های کانی‌زایی طلا و آنتیموان و زمین‌شناسی سنگ میزبان رگه‌های آن انجام گرفته است. در مطالعات قبلی توسطAshrafpour و همکاران (2012) برخی از توده‌های نفوذی در نقشه زمین‌شناسی، به‌عنوان سنگ‌های آتشفشانی معرفی شده‌اند و جهت نام‌گذاری آن‌ها از نمودار سنگ‌های آتشفشانی استفاده شده است. اشرف‌پور (1386) در بررسی رفتار زمین‌شیمیایی، سنگ‌های آتشفشانی را در سری پتاسیم متوسط تا بالا، کالک‌آلکالن و محیط کمان آتشفشانی قاره‌ای معرفی کرده است.

تاکنون بررسی دقیقی بر روی سنگ‌شناسی و رفتار زمین‌شیمی عناصر اصلی و نادر توده‌های نفوذی منطقه انجام نشده است. بزرگ‌ترین توده‌های نفوذی از جنس دیوریت، گرانودیوریت و گرانیت است که در مطالعات گذشته، مرتبط با کانی‌زایی طلا و آنتیموان در زمان ائوسن احتمال داده شده است که سیالات گرمابی حاصل از آن‌ها در سنگ‌های آتشفشانی نفوذ کرده و سبب دگرسانی شده‌اند (نادری میقان، 1377؛ اشرف‌پور، 1386؛ جعفری زنگلانلو و منظمی باقرزاده، 1388). در این تحقیق توده‌های دیوریت تا گرانودیوریت از دیدگاه پتروگرافی، سن‌سنجی و اطلاعات زمین‌شیمیایی جهت روشن شدن جایگاه زمین ساختی و ارتباط آن‌ها با کانی‌زایی منطقه، بررسی دقیق شده‌اند.

 

زمین‌شناسیمنطقه

محدوده مورد بررسی، در شمال استان خراسان رضوی، در 45 کیلومتری جنوب نیشابور قرار دارد. این منطقه با وسعت 81 کیلومتر مربع در محدوده جغرافیایی ²30 ¢33 °58 تا ²41 ¢39 °58 طول‌های شرقی و ²07¢ 50 °35 تا ²45 ¢54 °35 عرض‌های شمالی قرار دارد (شکل 1). پس از تهیه و پردازش تصاویر ماهواره‌ای Aster، به‌منظور تفکیک دقیق واحدهای سنگی، بررسی ارتباط آن‌ها با یکدیگر و شناسایی کلیه توده‌های نفوذی و نیمه‌نفوذی، تهیه نقشه زمین‌شناسی از منطقه مطالعاتی، آغاز شد (شکل 2). سپس مغزه‌های حفاری حاصل دو فاز اکتشاف مقدماتی و نیمه‌تفضیلی، با تأکید بر شناسایی توده‌های نفوذی و نیمه‌نفوذی مطالعه شدند.

بر اساس شواهد صحرایی به‌دست آمده در این پژوهش، قدیمی‌ترین سنگ‌های منطقه، توده بزرگ دیوریت است که به‌صورت کمانی‌شکل در شمال‌غرب محدوده رخنمون دارد. توده‌های متعدد گرانیت و گرانودیوریت، درون این توده نفوذ نموده‌اند. توده‌هایی با طیف ترکیبی دیوریت، کوارتزدیوریت، کوارتزمونزودیوریت و گرانودیوریت در بخش‌های مختلف محدوده، رخنمون وسیعی دارند. در بخش غربی و جنوبی محدوده مطالعاتی، این توده‌ها به داخل گدازه‌های بالشی، توف‌ها و سنگ‌های آتشفشانی قدیمی‌تر نفوذ کرده‌اند. گدازه‌های بالشی با کشیدگی شرقی- غربی در شرق روستای ارغش رخنمون دارند (شکل 2). لایه‌های متعدد کربناته خاکستری با روند شمال‌شرق- جنوب‌غرب با گسل‌های تراست در منطقه ظاهر شده و ستیغ‌های مرتفعی را ساخته‌اند. در نیمه جنوبی، رخنمون‌های محدودی از کنگلومرای ضخیم لایه با جورشدگی ضعیف و قطعات نیمه‌گرد تا گرد شده وجود دارند که شامل آندزیت، ریولیت، داسیت و توف هستند که همراه با لایه‌های کربناته دیده می‌شوند. مرز آن‌ها با سنگ‌های اطراف، گسلی است. سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی با روند شرق- غرب از ماسه‌سنگ دانه‌ریز تا متوسط‌دانه قهوه‌ای، سبز خاکستری و توف‌های ماسه‌ای سبز خاکستری ریزدانه تشکیل شده‌اند. این واحد در روی گدازه‌های بالشی دیده می‌شود. گرانیت‌های صورتی تا خاکستری به درون گرانودیوریت‌ها نفوذ نموده و سبب ایجاد حاشیه دانه‌ریزی در مجاورت با توده‌های گرانودیوریتی شده‌اند. به‌دنبال فعالیت آتشفشانی ائوسن، سنگ‌های آتشفشانی از جنس آندزیت و داسیت در منطقه رخنمون دارند. در بخش‌های مرکزی و شرقی محدوده دایک‌های مافیک و حدواسط درون واحد آتشفشانی و توده‌های گرانیتی تزریق شده‌اند. توده‌های نیمه‌نفوذی کوارتزمونزودیوریت پورفیری، رخنمون کمی در منطقه دارند و به‌نظر می‌رسد که از سایر توده‌ها جوانتر باشند. کنگلومرای الیگوسن (کیوان‌فر و عسکری، 1377) با جورشدگی ضعیف در جنوب‌غرب روستای ارغش گسترش دارد. قطعات آن شامل آندزیت، داسیت، توف، گابرو، دیوریت، گرانودیوریت، گرانیت، آهک‌های فسیل‌دار و قطعات کوارتز و کلسیت (حاصل رگه‌ها) است. رسوبات کواترنری شامل نهشته‌های سیلابی حاشیه کانال‌ها و آبرفت‌های جوان هستند.

 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی منطقه مورد بررسی

 


روشانجامپژوهش

پس از شناسایی، تفکیک و بررسی ارتباط توده‌های نفوذی و نیمه‌نفوذی با یکدیگر، جمع‌آوری 1060 نمونه از سطح و گمانه‌ها، به تهیه و مطالعه 480 مقطع نازک پرداخته شد. همچنین نقشه زمین‌شناسی رقومی منطقه با مقیاس 1:20000 تهیه شد. 4075 متر مغزه حفاری متعلق به رگه‌های طلای 1، 2، 3 و 4 و رگه آنتیموان مطالعه شد. آنالیز شیمیایی 17 نمونه سنگی با دستگاه XRF در دانشگاه سالزبورگ اتریش برای تعیین عناصر اصلی و فرعی، سن‌سنجی یک نمونه به روش اورانیوم- سرب بر روی زیرکن به روش LA-ICP-MS در مرکز Laser Chron آریزونا در دانشگاه آریزونای امریکا و آنالیز زمین‌شیمی ایزوتوپ‌های Rb-Sr و Sm-Nd یک نمونه بر اساس 6-collector Finnigan MAT 261 در دانشگاه کلرادوی امریکا نیز جهت دستیابی به اهداف این پژوهش انجام شد.

 

پتروگرافی توده‌های نفوذی

پس از انجام مطالعات صحرایی و مغزه‌های حفاری، واحدهای مختلف زمین‌شناسی با دقت شناسایی و سپس مطالعه بر روی توده‌ها، استوک‌های نفوذی و سنگ‌های آتشفشانی جوانتر متمرکز شد. بر اساس پتروگرافی و زمین‌شیمی سنگ‌های با حداقل دگرسانی، کانی‌های سنگ، شناسایی و به‌روش مودال با استفاده از نمودار اشتریکایزن نام‌گذاری شدند. توده‌های نفوذی شامل دیوریت، میکرودیوریت، میکروکوارتزمونزودیوریت، کوارتزدیوریت، تونالیت، گرانودیوریت، کوارتزمونزودیوریت و گرانیت هستند.

 

هورنبلنددیوریت

این توده بزرگ که در شمال‌غرب محدوده مطالعاتی رخنمون دارد داری بافت پورفیری و گرانولار است. کانی‌های آن شامل کمتر از 5 درصد کوارتز با اندازه 2/0 میلی‌متر، 70 درصد حجمی پلاژیوکلاز آندزین با اندازه 3/0تا 1 میلی‌متر، 20 درصد هورنبلند سبز با اندازه 5/0 میلی‌متر و 3 درصد بیوتیت است. به مقدار بسیار کم، کانی فرعی آپاتیت، مگنتیت و به‌ندرت زیرکن دیده می‌شود.

 

میکروکوارتزمونزودیوریت

این توده‌ها با رخنمون کوچکی در مجموعه سنگ‌های آتشفشانی قدیمی‌تر، به‌صورت استوک نفوذ کرده‌اند. بافت این سنگ ها میکروگرانولار با اندازه بلور کمتر از 1 میلی‌متر، کانی‌های آن شامل 3 تا 15 درصد کوارتز با اندازه کوچکتر از 5/0 میلی‌متر، 40 تا 55 درصد حجمی پلاژیوکلاز و 5 درصد اورتوکلاز، 10 تا 15 درصد هورنبلند با اندازه 1 تا 5/1 میلی‌متر، 5 تا 9 درصد بیوتیت با اندازه 2/0 میلی‌متر و به‌ندرت پیروکسن است. به مقدار بسیار کم کانی فرعی آپاتیت و زیرکن دیده می‌شود. 1 تا 2 درصد پیریت با اندازه 3/0 میلی‌متر نیز به‌صورت افشان دیده می‌شود.

دیوریت، کوارتزدیوریت، کوارتزمونزودیوریت و گرانودیوریت

این سنگ‌ها گسترش خوبی در منطقه دارند و بیش‌ترین گسترش دگرسانی را نیز نشان می‌دهند. در این نوشتار با عنوان هورنبلندگرانیتوئید از آن‌ها نام برده می‌شود. بافت گرانولار و کانی شناسی 7 تا 41 درصد کوارتز با اندازه کمتر از 9/0 تا 5/2 میلی‌متر، 26 تا 55 درصد پلاژیوکلاز با اندازه 1 تا 5/2 میلی متر، 3 تا 8 درصد اورتوکلاز پرتیتی با اندازه 2/1 میلی‌متر، 7 تا 34 درصد هورنبلند سبز با اندازه 9/0 تا 3 میلی‌متر و 1 تا 12 درصد بیوتیت سبز با اندازه 2/0 تا 9/0 میلی‌متر از ویژگی‌های این سنگ‌هاست. همچنین به مقدار کم کانی فرعی آپاتیت، مگنتیت و زیرکن دیده می‌شود.

 

گرانیت

این واحد دارای بافت گرانولار، گرافیک و میرمکیتی و دارای 14 تا 38 درصد کوارتز با اندازه کمتر از 8/0 میلی‌متر که در فضای بین بلورها تشکیل می‌شود، 11 تا 31 درصد آلکالی فلدسپات شامل اورتوکلاز، پرتیت و میکروکلین با اندازه 5/0 تا 5/1 میلی‌متر، 23 تا 32 درصد پلاژیوکلاز با اندازه 1 تا 2 میلی‌متر، 5/4 درصد بیوتیت سبز- قهوه‌ای با اندازه کمتر از 6/0 میلی‌متر است.

 

مونزودیوریت پورفیری

این واحد دارای بافت پورفیری با 7 تا 20 درصد فنوکریست شامل کانی‌های پلاژیوکلاز با اندازه 5/0 تا 8 میلی‌متر، هورنبلند 2/0 تا 8/0 میلی‌متر و کلینوپیروکسن با اندازه 5/0 میلی‌متر است. زمینه شامل کوارتز با کمتر از 3/0 میلی‌متر، اورتوکلاز و پلاژیوکلاز کمتر از 5/0 میلی‌متر است. کانی‌های زیرکن، آپاتیت و پیریت به‌صورت کانی فرعی در زمینه دیده می‌شوند. توده‌های مونزودیوریت پورفیری به‌صورت استوک رخنمون دارند و جوان‌تر از سنگ‌های آتشفشانی هستند.


دایک‌های مافیک و حدواسط

این دایک‌ها از جنس میکروگابرو، میکرودیوریت و کوارتزدیوریت با بافت اینترگرانولار هستند. کانی‌ها شامل 3 تا 15 درصد کوارتز با اندازه 2/0 میلی‌متر، 40 تا 50 درصد بلورهای باریک و کشیده پلاژیوکلاز با اندازه کمتر از 9/0 میلی‌متر، 2 تا 12 درصد اورتوکلاز با اندازه 4/0 میلی‌متر، کمتر از 15 درصد پیروکسن با اندازه 1 میلی‌متر و به‌ندرت الیوین است. کانی فرعی شامل مگنتیت، آپاتیت و سایر کانی‌های اپاک است.

 

کانی‌زایی و دگرسانی

احتمالاً کانی‌زایی در دو مرحله زمانی در منطقه تشکیل شده است. کانی‌زایی قدیمی شامل رخنمون‌های کوچکی از مگنتیت- هماتیت، رگچه و استوک‌ورک‌های هماتیت ± کالکوپیریت ± پیریت است که در ارتباط با توده‌های دیوریت، کوارتزدیوریت، کوارتزمونزودیوریت و گرانودیوریت (مجموعه هورنبلندگرانیتوئید) دیده می‌شوند. توده‌های مگنتیتی- هماتیتی با رخنمون‌های نیم تا شش متر نزدیک به این توده‌ها و در مرز میان توده‌های هورنبلندگرانیتوئید با سنگ‌های آتشفشانی قدیمی‌تر دیده می‌شود. این نوع کانی‌زایی در شرق محدوده اکتشافی (چشمه زرد) دیده نمی‌شود. در اطراف توده‌های مگنتیت- هماتیت، دگرسانی تا شعاع 45 متر و از نوع سریسیتیک و پروپیلیتیک در غرب محدوده مشاهده می‌شود. کانی‌زایی جوانتر شامل پنج رگه طلا و یک رگه استیبنیت است. کانه‌زایی طلا به دو صورت غالباً رگه‌ای و به‌مقدار کمتر افشان و رگچه‌های موجود در حاشیه نزدیک به رگه صورت گرفته است. وسعت دگرسانی در حاشیه رگچه‌ها حداکثر به 2 متر می‌رسد. این نوع کانی‌زایی در ارتباط با سنگ‌های آتشفشانی و یا نیمه‌نفوذی جوانتر است. سیالات ماگمایی و گرمابی حاصل از آن‌ها به‌علت وجود درزه و شکستگی‌های فراوان، ضمن تشکیل رگه‌های سیلیسی و کلسیتی طلادار باعث دگرسانی در سنگ‌های گرانیتوئیدی و سنگ‌های میزبان شده است. سنگ‌های میزبان در محدوده ارغش تا درجات مختلفی دگرسان شده‌اند و به‌صورت جزئی تا کامل به‌وسیله کانی‌های رسی، اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن، سریسیت، کوارتز، کلسیت، کلریت و اپیدوت جانشین شده‌اند (Ashrafpour et al., 2012).

 

حساسیت مغناطیسی

Ishihara (1977) گرانیتوئیدها را بر اساس خاصیت پذیرفتاری مغناطیسی به دو سری مگنتیت و ایلمنیت تقسیم نموده است. منشأ اصلی حساسیت مغناطیسی به طبیعت فرومغناطیسی کانی‌های سنگ بر می‌گردد.

مگنتیت در گرانیت‌های سری مگنتیت و ایلمنیت در گرانیت‌های سری ایلمنیت وجود دارد. مقدار حساسیت مغناطیسی برای 453 نمونه دستی گرانیتوئیدی (به جز نمونه‌های نفوذی دگرسان شده) توسط دستگاه حساسیت‌سنج مغناطیسی مدل GM-S2 در دانشگاه فردوسی مشهد اندازه‌گیری شد. دقت اندازه‌گیری شده برابر (SI) 5-10 × 1 است. بیش‌ترین مقدار حساسیت مغناطیسی در توده بزرگ هورنبلند دیوریت به مقدار (SI) 5-10 × 715 تا 2605، دایک‌های مافیک (SI)
5-
10 × 1703 تا 4012 و نیز نفوذی‌های کوارتزدیوریت، کوارتزمونزودیوریت و گرانودیوریت (مجموعه هورنبلندگرانیتوئیدها) (SI) 5-10 × 761 تا 3985 اندازه‌گیری شده است. کمترین حساسیت مغناطیسی در گرانیت‌ها با اندازه صفر تا حداکثر (SI) 5-10 × 603 اندازه‌گیری شده است. پس از مطالعه میکروسکوپی نمونه‌های سنگی، مقادیر بالای حساسیت مغناطیسی در توده بزرگ هورنبلند دیوریت و توده‌های متعلق به مجموعه هورنبلندگرانیتوئیدی، مرتبط با حضور مگنتیت فراوان در سنگ است.

نمایش نسبت Rb/Sr در مقابل حساسیت مغناطیسی در نمونه‌های با کمترین مقدار دگرسانی از توده‌های هورنبلندگرانیتوئید (به جزء پنج نمونه دارای دگرسانی) نشان می‌دهد که آن‌ها به گرانیتوئیدهای سری مگنتیت (اکسیدان) تعلق دارند (شکل 3).

 

 

 

شکل 3- نمودار تفکیک گرانیتوئیدهای سری مگنتیت و ایلمنیت (Arjmandzadeh et al., 2011)

 

 

مطالعات سن‌سنجی اورانیوم- سرب

پس از کارهای صحرایی، تهیه نقشه زمین‌شناسی و بررسی ارتباط توده‌ها با کانی‌زایی، یک نمونه جهت انجام سن‌سنجی اورانیوم- سرب به روش LA-ICP-MS انتخاب شد. نمونه سن‌سنجی از 8 کیلوگرم کوارتزدیوریت (نمونه شماره AR204) انتخاب شد. ابتدا نمونه پنج مرتبه توسط سنگ‌شکن تمیز به قطعات ریز شکسته (در هر بار دهانه سنگ‌شکن کوچکتر شده تا اندازه قطعات کوچکتر شود) و از الک 40 مش تمیز (42/0 میلی‌متر) عبور داده شد. سپس چندین مرتبه با آب شسته شد تا کانی سبک آن خارج شود. پس از انجام لاوک شویی و باقی‌ماندن کانی‌های سنگین، نمونه‌ها در هوای آزاد قرار داده شد تا خشک شود. با استفاده از محلول سنگین برموفرم با وزن مخصوص 89/2 گرم بر سانتی‌متر مکعب، آپاتیت و سایر کانی‌های با وزن مخصوص سبکتر در بالای محلول قرار گرفته و دور ریخته شد. پس از شستشو و خشک کردن کانی‌های سنگین باقی مانده مانند زیرکن، مگنتیت، پیریت، هورنبلند، پیروکسن و ...، در زیر میکروسکوپ بیناکولار، زیرکن‌ها از سایر کانی‌های سنگین جدا شدند. از نمونه کوارتزدیوریت 40 عدد زیرکن با اندازه بزرگتر از 35 میکرون انتخاب و به مرکز Laser Chron آریزونا در دانشگاه آریزونای امریکا فرستاده شد. پس از تهیه پلاک‌های صیقلی و قبل از انجام آنالیز در این مرکز، زیرکن‌ها با استفاده از ترکیب کاتادولومینسانس و میکروسکوپ نوری مورد آزمایش قرار گرفته‌اند (Cecil et al., 2011).

زیرکن در نمونه AR204 غیر متداول است. زیرکن‌های جدا شده اغلب نیمه‌شکل‌دار و معمولاً به‌صورت قطعات شکسته است. همه زیرکن‌ها صورتی و شفاف با اندکی زونینگ هستند. اندازه آن‌ها 80 تا 200 میکرومتر است (شکل 5). نسبتTh/U می‌تواند برای تعیین منشأ زیرکن مورد استفاده قرار گیرد. این نسبت معمولاً در زیرکن‌های ماگمایی بالاتر از زیرکن‌های دگرگونی است. زیرکن‌های آنالیز شده نسبت بالایی از Th/U در حدود 8/0 تا 6 دارند (جدول 1). میانگین این نسبت 1/2 است که نشانه یک منشأ ماگمایی برای زیرکن‌هاست (Chen et al., 2007). بر اساس نمودار concordia میانگین سنی به‌دست آمده 9/0± 8/92 میلیون سال است (شکل‌های 4 و 5).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز سن‌سنجی نمونه کوارتزدیوریت (AR204) از توده‌های نفوذی منطقه ارغش- قاسم آباد

 

Isotope ratios

 

Spot

name

U

206Pb

U/Th

206Pb*

±

207Pb*

±

206Pb*

±

age

±

(ppm)

204Pb

 

207Pb*

(%)

235U*

(%)

238U

(%)

(Ma)

(Ma)

AR204-16

315

1663

1.8

21.4034

19.2

0.0862

19.6

0.0134

3.9

85.7

3.3

AR204-22

126

5913

3.2

7.3305

269.2

0.2616

269.3

0.0139

7.4

89.0

6.6

AR204-15

232

7045

2.6

20.3941

24.0

0.0942

24.3

0.0139

4.1

89.2

3.7

AR204-13

227

262

2.2

24.4745

56.4

0.0786

57.1

0.0140

8.6

89.3

7.6

AR204-9R

86

1508

1.8

17.4645

34.4

0.1106

35.1

0.0140

6.6

89.7

5.9

AR204-8R

132

4503

3.0

22.9800

50.9

0.0844

51.2

0.0141

5.5

90.0

5.0

AR204-19R

698

20165

3.2

22.3465

8.9

0.0879

9.0

0.0142

1.2

91.2

1.1

AR204-17

129

3518

1.7

20.4303

38.9

0.0962

39.2

0.0143

4.2

91.3

3.8

AR204-23R

173

18218

0.8

20.0805

22.0

0.0981

22.4

0.0143

4.3

91.4

3.9

AR204-25

358

9800

4.0

21.2760

12.1

0.0927

12.5

0.0143

3.1

91.6

2.9

AR204-14

358

11895

3.3

19.8121

13.6

0.0996

13.7

0.0143

2.0

91.6

1.9

AR204-7R

509

10538

1.7

20.3707

12.3

0.0968

12.3

0.0143

1.1

91.6

1.0

AR204-24C

499

15060

0.9

21.0088

5.4

0.0941

5.6

0.0143

1.3

91.8

1.2

AR204-7C

338

11500

2.6

20.8491

9.8

0.0949

11.1

0.0144

5.2

91.9

4.7

AR204-8C

326

10190

6.0

24.0264

12.5

0.0825

12.6

0.0144

1.7

92.0

1.6

AR204-12C

594

19083

2.2

19.9765

6.6

0.0995

6.9

0.0144

2.0

92.3

1.8

3R

391

14009

0.7

20.9626

12.9

0.0951

13.1

0.0145

2.0

92.5

1.8

AR204-1R'

382

22049

0.9

21.8902

8.9

0.0913

9.1

0.0145

2.1

92.7

1.9

AR204-11

680

7989

0.9

21.7579

5.4

0.0922

5.6

0.0145

1.7

93.1

1.6

AR204-6R

90

2908

2.4

33.6356

37.5

0.0597

38.3

0.0146

7.5

93.2

7.0

AR204-5R

428

3303

0.7

19.9699

7.1

0.1008

8.1

0.0146

3.8

93.4

3.5

AR204-1R

247

6155

1.1

21.4175

18.4

0.0943

18.7

0.0146

3.3

93.7

3.1

AR204-18R

844

29628

0.9

21.6776

5.1

0.0933

5.2

0.0147

1.3

93.9

1.2

AR204-1C

306

5479

0.8

19.6534

19.5

0.1030

19.6

0.0147

2.2

93.9

2.0

AR204-21

86

819

2.6

17.7652

31.3

0.1140

31.8

0.0147

5.8

94.0

5.4

4R

603

46244

0.8

20.2608

7.3

0.1002

7.5

0.0147

1.9

94.3

1.7

AR204-27

327

9642

0.8

20.7467

16.3

0.0987

16.4

0.0148

1.9

95.0

1.8

AR204-10

341

15739

2.8

20.3315

9.3

0.1070

9.4

0.0158

1.6

100.9

1.6

 

 

شکل 4- میانگین سن تعیین شده از اطلاعات ایزوتوپی U-Pb برای نمونه کوارتزدیوریت

 

شکل 5- نمودار concordia حاصل از اطلاعات ایزوتوپی U-Pb نمونه کوارتزدیوریت و تصاویر کاتادولومینسانس زیرکن‌های موجود در نمونه کوارتز دیوریت (AR204)

 


ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و سنگ‌شناسی

پس از مطالعه مقاطع نازک، هفده نمونه سنگی با کمترین دگرسانی از مجموعه هورنبلندگرانیتوئیدها از سطح زمین و گمانه‌ها انتخاب شد. نتیجه آنالیز شیمیایی سنگ‌کل برای همه نمونه‌ها در جدول 2 آمده است. نمونه‌ها خرد و توسط آگات، پودر شدند. مقادیر عناصر اصلی و عناصر فرعی به غیر از عناصر نادر خاکی به روش XRF با ابزار Bruker S4 در دانشگاه سالزبورگ اتریش به‌دست آمد. دقت دستگاه برای اکسید آلومینیوم و سیلیس کمتر از 1 درصد، برای عناصری که بین 1 تا 10 درصد روی می دهند کمتر از 5 درصد و برای عناصر فرعی کمتر از ppm 10، یک تا دو ppm، برای غلظت‌های ppm 100، حدود ppm 5 و برای غلظت‌های ppm 1000، در حد ppm 50 است. اغلب نمونه‌های متعلق به مجموعه هورنبلندگرانیتوئید، دگرسانی در منطقه نشان می‌دهند. بنابراین برای نام‌گذاری سنگ، پس از محاسبه نورم، از نمودار اشتریکایزن استفاده شده است (شکل 6).

 

 

شکل 6- موقعیت نمونه‌های سنگی پس از محاسبه نورم بر روی نمودار Streckeisen (1976)

 

 

جدول 2- آنالیز شیمیایی سنگ‌های هورنبلندگرانیتوئید در منطقه ارغش- قاسم‌آباد (علائم اختصاری: Di: دیوریت، :Qdi کوارتزدیوریت، Qmzd: کوارتزمونزودیوریت، Gd: گرانودیوریت)

Name

AP2

AM164

AS37

AS19

AS14

AP37

AR204

AM133

AM172

AP45

AK01

AS17

AK02

AP07

AP17

AM76

AP4

Rock

Di

Qmzd

Qmzd

Qmzd

Qmzd

Qmzd

Qdi

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

X

647817

644824

642108

642929

642853

647183

643110

645112

641866

646674

642973

642855

644771

643608

647923

645019

647558

Y

3972025

3973009

3967531

3970431

3970271

3973670

3969713

3974014

3970619

3973379

3970429

3970273

3971763

3967840

3971781

3967717

3971978

wt%

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

48.28

54.38

55.40

56.92

57.18

57.87

58.57

62.34

65.67

65.94

66.93

67.82

68.57

69.72

69.75

73.06

74.55

TiO2

0.92

0.56

0.60

0.59

0.54

0.77

0.55

0.53

0.40

0.54

0.42

0.39

0.33

0.47

0.38

0.47

0.19

Al2O3

23.01

17.02

17.34

15.79

15.49

11.22

15.91

16.4

15.43

13.7

15.73

17.11

14.69

11.38

15.11

14.40

13.32

FeO

5.89

5.26

5.61

6.69

6.29

6.95

6.38

4.50

2.96

4.2

3.00

1.22

3.0

3.24

2.07

1.49

1.04

Fe2O3

0.73

0.65

0.69

0.83

0.78

0.86

0.79

0.55

0.37

0.52

0.37

0.15

0.37

0.4

0.26

0.19

0.13

MnO

0.1

0.14

0.12

0.17

0.16

0.17

0.15

0.11

0.06

0.1

0.08

0.03

0.07

0.06

0.04

0.00

0.01

MgO

3.27

4.66

4.03

4.76

4.16

4.8

4.27

3.13

1.69

3.11

1.88

1.58

2.49

1.64

0.84

0.59

0.28

CaO

11.55

9.10

7.22

6.21

7.35

7.95

6.38

6.3

4.25

4.2

4.29

1.28

2.29

4.19

1.37

0.64

1.10

Na2O

2.88

3.86

4.03

3.25

2.98

2.5

3.49

4.29

4.06

4.65

4.3

2.58

3.56

4.83

3.65

4.67

3.24

K2O

0.57

0.12

0.82

2.23

1.11

1.75

1.65

0.9

2.07

1.79

1.99

4.57

2.82

0.47

2.69

1.60

3.14

P2O5

0.12

0.17

0.16

0.23

0.20

0.18

0.23

0.17

0.12

0.22

0.13

0.13

0.14

0.11

0.12

0.07

0.07

LOI

2.7

3.81

3.60

1.52

3.26

3.71

1.24

0.79

2.47

1.01

0.64

2.83

1.58

3.23

3.37

2.41

2.55

SO3

0.01

0.04

0.01

0.01

0.1

 

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.05

0.01

0.09

0.02

Total

100.67

100.30

100.24

99.93

100.19

99.5

100.31

100.5

99.87

100.5

100.1

99.84

100.22

100.1

99.89

99.76

99.73

ppm

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

As

2

<10

<10

<10

<10

 

1

2

<10

9

1

11

1

16

52

<10

<10

Ba

112

77

163

269

178

330

251

91

267

293

259

577

451

75

213

137

313

Rb

7

2

13

37

17

20

23

15

48

21

47

71

33

9

50

24

54

Sr

527

465

461

400

428

374

408

325

239

346

249

92

396

103

181

140

83

Zr

46

66

73

67

74

84

68

91

145

103

146

96

102

95

132

94

99

Nb

5

4

4

3

4

1.9

4

3

5

2.5

6

6

3.6

2

3

2

2

Ni

12

28

11

17

14

15

16

10

11

18

11

8

15

8

5

3

3

Pb

3

5

4

4

1

5

3

3

2

14

7

1

5

3

4

1

9

Co

21

16

18

27

10

23

12

14

9

10

8

5

7

4

3

1

4

Cr

15

25

18

43

37

28

40

23

20

75

10

9

40

56

8

3

2

La

9

10

9

14

10

9.6

9.5

6.2

11

11.2

12.6

18

15.4

3

9

8

<5

Ce

 

<5

<5

<5

<5

20.8

20.4

12.5

26

26.2

24.8

36

28

 

29

14

25

Nd

5

7

10

18

10

13.4

12.9

7.6

15

17.2

12.4

13

11.2

7

9

13

<5

Y

11

16

15

18

17

16.2

18.0

17.0

15

23.0

17.0

5

6.2

24

17

21

13

Cs

 

<10

<10

<10

<10

0.6

0.4

0.1

<10

0.7

0.8

<10

0.3

 

<10

<10

<10

Ga

18

15

16

16

15

14.8

16.2

13.4

14

13.9

14.0

16

12.8

12

12

13

11

Sc

22

26

21

31

30

 

29

17

12

18

8

7

2

12

11

9

5

Th

 

<5

<5

<5

<5

2.0

1.7

2.7

6

3.2

4.8

12

9.1

 

<5

<5

7

U

 

<5

<5

<5

<5

0.5

0.7

0.9

<5

0.9

1.1

<5

1.7

 

<5

<5

<5

V

364

196

226

248

214

255

223

129

90

144

85

83

81

65

57

112

20

W

 

<10

<10

<10

<10

0.7

0.8

<0.5

<10

1.4

<0.5

<10

2.3

 

<10

<10

<10

 

 

در این تحقیق توزیع عناصر اصلی و فرعی در توده‌های هورنبلندگرانیتوئیدی بررسی شده‌اند. در نمودار اشتریکایزن، هورنبلندگرانیتوئیدها در قلمرو عمدتاً کوارتزمونزودیوریت و گرانودیوریت و کمتر در قلمرو دیوریت و کوارتزدیوریت قرار دارند (شکل 6). بر اساس نمودار تغییرات SiO2 در برابر K2O، از Pecerillo و Taylor (1976) نمونه‌های هورنبلند گرانیتوئیدها در قلمرو پتاسیم متوسط سری کالک‌آلکالن قرار دارند (شکل 7). پنج نمونه متعلق به هورنبلندگرانیتوئیدها به‌علت دگرسانی سریسیتیک و مقدار بالای Na2O به ترتیب در قلمرو پتاسیم بالا و پتاسیم پایین قرار می‌گرفت که در این نمودارها حذف شده است (شکل 7). در تقسیم‌بندی توده‌ها با ضریب اشباع آلومینیوم در نمودار Shand (1943) نسبت مولیAl2O3/(CaO + Na2O + K2O) برای نمونه‌های هورنبلندگرانیتوئیدها (به جز پنج نمونه دگرسان شده) کمتر از یک است و ویژگی متا‌آلومین نشان می‌دهند (شکل 7).

در نمودارهای هارکر، عناصر اصلی مانند MgO، CaO، Fe2O3، TiO2 و P2O5، نقاط (به جز نمونه‌های دگرسان شده) دارای الگوی خطی با سیر نزولی در مقابل افزایش مقدار اکسید سیلیسیوم هستند (در شکل 8 تغییرات برای دو عنصر نشان داده شده است). در نمودارهای تغییرات عناصر فرعی مانند Sr، یک روند خطی (به جز برای نمونه‌های دگرسان شده) مشاهده می‌شود و با افزایش مقدار درصد اکسید سیلیسیوم، مقدار Sr کاهش می‌یابد. میزان Rb در این توده‌ها بین 2 تا 104 ppm متغیر است (شکل 8). این تغییرات با دگرسانی سنگ ارتباط دارد. همچنین نمونه‌ها، مقادیر پایینی از عنصر فرعی Cr را نشان می‌دهند. نمونه‌های آماده‌سازی شده در ایران به‌علت خرد و شکسته شدن با دستگاه آسیاب، مقادیر بالاتری را نشان می‌دهند. هورنبلندگرانیتوئیدها دارای مقادیر پایینی از عناصر ناسازگار Nb، La و Zr هستند. تغییرات عناصر Nb و La در مقابل افزایش اکسید سیلیسیوم روند نزولی نشان می‌دهند (جدول 2). میزان تغییرات عنصر Zr روند منحنی‌وار نشان می‌دهد و با افزایش اکسید سیلیسیوم میزان آن افزایش می‌یابد. بر اساس نظر Chappell و همکاران (1998) این روند در گرانیتوئیدهای نوع I متداول است (شکل 8).

 

 

شکل 7- موقعیت نمونه‌های سنگی در نمودار SiO2 در برابر K2O (Pecerillo and Taylor, 1976) و در نمودار تعیین ضریب اشباع آلومینیوم (Shand, 1943)

 

 

شکل 8- نمودارهای هارکر برخی از عناصر اصلی و فرعی در مقابل اکسید سیلیسیوم

 


زمین‌شیمی ایزوتوپ‌های Nd-Sr

نمونه AR204 از جنس کوارتزدیوریت، قبلاً برای سن‌سنجی انتخاب شده بود. این نمونه ابتدا از نظر هوازدگی و دگرسانی کنترل شد و سپس جهت آنالیز ایزوتوپی Rb-Sr و Sm-Nd، کل نمونه خرد و پودر (با اندازه کمتر از 60 میکرون) شد. نمونه توسط Thermal Ionization Mass Spectrometer بر اساس یک 6-collector Finnigan MAT 261 در دانشگاه کلرادوی امریکا آنالیز شد. نسبت‌های ایزوتوپی Sr-Nd در جدول 3 نشان داده شده است. نسبت‌های ایزوتوپی اولیه Nd و Sr با مقدار دو سیگما بر اساس سن میانگین 93 میلیون سال حاصل از سن‌سنجی اورانیوم- سرب زیرکن محاسبه شده است. نسبت‌های اولیه Sr-Nd از منطقه مطالعاتی، نسبت 87Sr/86Sr اولیه و 143/144Nd اولیه به ترتیب اعداد 703755/0 و 512761/0 را نشان می‌دهند. مقدار εNd اولیه عدد 74/4 را نشان می‌دهد (شکل 9).

 

 

جدول 3- نتایج اطلاعات ایزوتوپی Rb-Sr و Sm-Nd از سنگ‌کل مربوط به نمونه AR204 (کوارتزدیوریت)؛ i)) نسبت‌های اولیه (m) نسبت‌های اندازه‌گیری شده (2SE) خطای استاندارد (εNdi) مقدار اولیه بر اساس فاکتورهای CHUR (Age) سن محاسبه شده بر اساس سن‌سنجی اورانیوم- سرب زیرکن

Sample (rock type)

Rb (ppm)

Sr (ppm)

(87Rb/86Sr)m

(87Sr/86Sr)m

(87Sr/86Sr) i

2SE

AR204 - Quartz diorite

21

404

0.1503

0.703949

0.703755

0.00009

 

Sample (rock type)

Sm (ppm)

Nd (ppm)

(147Sm/144Nd)m

(143Nd/144Nd)m

(143/144Nd)i

єNd i

T DM

Age (Ma)

AR204- Quartz diorite

3.4

13.5

0.1499

0.512854

0.512761

4.74

0.68

93

 

 

شکل 9- موقعیت قرارگیری توده‌های نفوذی در نمودار εNdi در برابر i( .(87Sr/86Sr نمودار اولیه از Zindler و Hart (1986) اقتباس شده است. تعیین سن و منشأ برای توده‌های کوه میش و کاشمر توسط Soltani (2000) انجام گرفته است.

 


بحث

در منطقه اکتشافی طلای ارغش، تنوعی از سنگ‌های آذرین نفوذی و آتشفشانی با ترکیب اسیدی تا مافیک همراه با گسل‌های متعدد امتدادلغز و رورانده در سطح زمین دیده می‌شوند که سبب پیچیده شدن زمین‌شناسی منطقه شده است. در مطالعات پیشین، مجموعه سنگ‌های هورنبلندگرانیتوئیدها در نقشه زمین‌شناسی کدکن با مقیاس 1:100000 به دوره ائوسن نسبت داده شده بود (نادری میقان و ترشیزیان، 1377). این باور در مقایسه با سنگ‌های گرانیتوئیدی مشابهی که در شمال گسل درونه (کاشمر، تکنار و کوه میش) رخنمون دارد (شکل 1) و توسط Soltani و Carr (2007) به روش Rb/Sr سن‌سنجی شده بود شکل گرفته است. پیش‌تر در نقشه زمین‌شناسی کاشمر با مقیاس 1:250000 دیوریت کوه میش به کرتاسه بالایی نسبت داده شده بود. Karimpour و همکاران (2011) گرانودیوریت‌های منطقه تکنار را به روش اورانیوم- سرب زیرکن سن‌سنجی قطعی کردند و سن پرکامبرین را گزارش دادند. مجموعه هورنبلندگرانیتوئیدها گسترش نسبتاً وسیعی از شرق ارغش تا غرب شامکان در پهنه ساختاری سبزوار دارد و با امتداد شمال‌شرق- جنوب‌غرب و به موازات افیولیت‌ها دیده می‌شود (شکل 1). ادامه آن توسط گسل، جابجایی نشان می‌دهد و در جنوب استاچ و هلاک‌آباد (جنوب سبزوار) به شکل توده‌های گرانیتوئیدی کوه میش با روند مشابه رخنمون دارد. بر اساس مطالعات سن‌سنجی قطعی اورانیوم- سرب حاصل از این پژوهش، سن توده کوارتزدیوریت از مجموعه هورنبلندگرانیتوئید واقع در شرق روستای ارغش به کرتاسه پایانی (93 میلیون سال) نسبت داده شده است. این مجموعه، محدوده وسیعی از SiO2 با ترکیب متاآلومین را شامل می‌شود که با روند بسیار خوبی در قلمرو پتاسیم متوسط سری کالک‌آلکالن قرار دارند (شکل 7). ماگماتیسم ممکن است در زمان کوتاه یا طولانی اتفاق افتاده باشد. با توجه به شواهد صحرایی و نمودارهای تغییرات زمین‌شیمی (هارکر) روند تفریق ماگمایی به وضوح از توده‌های مافیک‌تر این مجموعه به سمت توده‌های اسیدی‌تر دیده می‌شود. پتروگرافی، زمین‌شیمیایی و مقادیر بالای پذیرفتاری مغناطیسی اندازه‌گیری شده از توده‌های هورنبلندگرانیتوئید با ویژگی ماگمایی از نوع I و اکسیدان مشخص می‌شوند که با محیط فرورانش در مرزهای همگرا مرتبط است. این ماگما مقادیر پایین Nb و Ti را نشان می‌دهد که از ویژگی کمان ماگمایی است. در نمودارهای موقعیت تکتونیکی Rb در مقابل Y+Nb و Nb در مقابل Y در قلمرو گرانیتوئیدهای کمان آتشفشانی قرار دارد (شکل 10). در نمودار 87Sr/86Sr اولیه در برابر میزان εNd اولیه، منشأ ماگما در منطقه مطالعاتی ارغش- قاسم‌آباد در ناحیه مربوط به بخش تهی‌شده قرار می‌گیرد (شکل 9). بنابراین منشأ ماگما، خارج از پوسته قاره‌ای بوده و از گوشته منشأ گرفته است. سن سنگ منشأ، 680 میلیون سال محاسبه شده است (جدول 3). مقادیر εNd اولیه مربوط به توده گرانیتوئید کوه میش بر خلاف توده نفوذی کاشمر، شباهت زیادی با منطقه مطالعاتی دارد (شکل 9).

 

 

شکل 10- نمودارهای تعیین موقعیت تکتونیکی هورنبلندگرانیتوئیدها (Pearce et al., 1984)

 


نفوذی‌های کوه میش از لحاظ ترکیبی از جنس گابرو، دیوریت، کوارتزمونزودیوریت همراه با گرانودیوریت هستند. با توجه به مطالعات Soltani (2000) میزان87Sr/86Sr اولیه در آن‌ها (بر اساس سن‌سنجی به روش Rb/Sr در 8/42 میلیون سال) 70386/0 و 70475/0 تعیین و میزان εNd اولیه (02/8+ تا 30/6+) نشان از منشأ گوشته‌ای آن‌ها دارد. اطلاعات سن‌سنجی به‌دست آمده علاوه بر تعیین سن ماگماتیسم، توانسته است سن نسبی کانی‌زایی مگنتیت ± هماتیت ± کالکوپیریت ± پیریت را در منطقه شناسایی کند. این نوع کانی‌زایی در ارتباط با توده‌های هورنبلندگرانیتوئید با سن کرتاسه پایانی است و شامل کانی‌زایی به شکل رگچه، استوک‌ورک و توده‌ای در سنگ‌های میزبان قدیمی‌تر است. این کانی‌زایی گسترش پراکنده نشان می‌دهد اما در منطقه مطالعاتی ارزش اقتصادی ندارد.

 

نتیجه‌گیری

در انتهای دوره تریاس و ابتدای ژوراسیک، صفحه ایران مرکزی (شکل 1) به‌عنوان یکی از نواحی کیمرین به صفحه توران (بخشی از ابر قاره اوراسیا) جوش خورده است. این حادثه در دوره کرتاسه سبب پایدار و باقی ماندن حرکات تکتونیکی و تشکیل چندین حوضه با مدت عمر کوتاه از جمله سبزوار، سیستان و نایین شده است (Sengor, 1990). این حوضه‌ها با چندین محدوده افیولیتی که ایران مرکزی را قطع کرده‌اند (سبزوار، سیستان و نایین- بافت) مشخص می‌شوند که نشان‌دهنده اقیانوس‌های کوچکی در آن است (شکل 11). سن‌سنجی انجام شده به‌روش اورانیوم- سرب بر روی زیرکن و داده‌های ایزوتوپی Sr-Nd مربوط به توده کوارتزدیوریت از مجموعه هورنبلندگرانیتوئید، در آشکارسازی زمان فرورانش پوسته اقیانوسی و بسته‌شدن اقیانوس قدیمه سبزوار نقش مؤثری دارد و این حادثه را تایید می‌کند. البته این بدان معنی نیست که قبل از این زمان فرورانشی وجود ندارد. ماگمای منطقه مطالعاتی در زمان کرتاسه پایانی از پوسته اقیانوسی با سن 680 میلیون سال نشأت گرفته که در حال فرورانش بوده است و آلودگی با پوسته قاره‌ای را نشان نمی‌دهد.

 

 

شکل 11- موقعیت منطقه ارغش- قاسم‌آباد در نقشه بازسازی شده از رویدادهای تکتونیکی- ماگمایی میان اوراسیا و صفحه‌عربی در زمان کرتاسه بالایی (با اندکی تغییرات از Agard et al., 2011)

 

سپاسگزاری

نویسندگان از آقایان جمال روشن‌روان، رضا منظمی باقرزاده و محمد جعفری زنگلانلو از سازمان زمین‌شناسی شمال‌شرق کشور برای فراهم نمودن امکانات دسترسی به مغزه‌های حفاری کمال تشکر و قدردانی دارند.

اشرف‌پور، ا. (1386) ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، کانی‌شناسی و دگرسانی محدوده طلای ارغش، جنوب‌غرب نیشابور، شمال‌شرق ایران. پایان‌نامه دکتری، دانشگاه شهید بهشتی، ایران.

اعلمی‌نیا، ز. (1391) مطالعات زمین‌شناسی،کانی‌سازی (طلا- مس)، آلتراسیون، سن‌سنجی و منشأ توده‌های نفوذی ارغش- قاسم‌آباد، پایان‌نامه دکتری (چاپ نشده)، دانشگاه فردوسی مشهد، ایران.

جعفری زنگلانلو، م. و منظمی باقرزاده، ر. (1388) طرح تلفیق لایه‌های اطلاعات پایه و تعیین نقاط امیدبخش مواد معدنی، گزارش اکتشاف عمومی طلا- آنتیموان حسن‌آباد، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

کیوان‌فر، م. و عسگری، ا. (1377) گزارش نقشه‌های زمین‌شناسی- معدنی 1:5000 ناحیه معدنی ارغش- چشمه زرد (جنوب نیشابور)، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

نادری میقان، ن. و ترشیزیان، ه. (1377) نقشه 1:100000 کدکن، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

AfsharHarb, A., Aghanabati, A., Madjdi, B. Alavi Tehrani, N., Shahrabi, M., Davoudzadeh, M. and Navai, I. (1986) The Mashhad Quadrangle map, 1:250.000 scale. Geological Survey of Iran, Tehran.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whiechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geology Magazine 1-34.

Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics 21: 1-33.

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.

Ashrafpour, E., Ansdell, K. M., Alirezaei, S. (2012) Hydrothermal fluid evolution and ore genesis in the Arghash epithermal gold prospect, northeastern Iran. Journal of Asian Earth Sciences 51:30-44.

Berberian, F. and Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Gupta H. K. and Delany, F. M. (Eds.): Zagros-Hindu Kush-Himalaya geodynamic evolution. American Geophysical Union Geodynamics Series 3:5-32.

Brunet, M. F., Wilmsen, M. and Granath, J. W. (2009) South Caspian to central Iran basins: introduction. The Geological Society, London Special Publications: 312:1-6.

Cecil, M. R., Gehrels, G., Ducea, M. N. and Patchett, P. J. (2011) U-Pb-Hf characterization of the central Coast Mountains batholith: Implications for petrogenesis and crustal architecture. Lithosphere 3: 247-260.

Chappell, B. W., Bryant, C. J., Wyborn, D. and White, A. J. R. (1998) High- and low-temperature I-type Granites. Resource Geology 48: 225-236.

Chen, R. X., Zheng, Y. F., Zhao, Z. F., Tang, J., Wu, F. Y. and Liu, X. M. (2007) Zircon U-Pb age and Hf isotope evidence for contrasting origin of bimodal protoliths for ultrahigh-pressure metamorphic rocks from the Chinese Continental Scientific Drilling Project. Journal of Metamorpic Geology 25: 873-894.

Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmite, A. K. and Walker, J. D. (2008) U-Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic-Early Cambrian granitoids in Iran: Implications for paleogeography, magmatism and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451: 71-96.

Ishihara, S. (1977) The magnetite-series and ilmenite-series granitic rocks. Mining Geology 27: 293-305.

Karimpour, M. H., Farmer, G. L., Stern, C. R. and Salati, E. (2011) U-Pb zircon geochronology and Sr-Nd isotopic characteristic of Late Neoproterozoic Bornaward granitoids (Taknar zone exotic block), Iran. Journal of crystallography and mineralogy 19: 11-18.

Karimpour, M. H., Stern, C. R. and Farmer, G. L. (2010) Zircon U-Pb geochronology, Sr-Nd isotope analyses and petrogenetic study of the Dehnow diorite and Kuhsangi granodiorite (Paleo-Tethys), NE Iran. Journal of Asian Earth Sciences 37:384-39.

Lensch, G., Mihm, A. and Alavi-Tehrani, N. (1977) Petrography and geology of the ophiolite belt north of Sabzevar/ Khorasan (Iran). Neues Jahrbuch Fur Geologie un Palaontologie Monatshefte 131: 156-178.

Naderi Mighan, N., Shojai Kaveh, N., Bahremand, M. and Khairi, F. (1999) Geological Map of Shamkan, 7660, 1: 100000. Geological Survey of Iran.

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

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

Rahmati-Ilkhchi, M., Faryad, S. W., Holub, F. V., Kosler, J. and Frank, W. (2011) Magmatic and metamorphic evolution of the Shotur Kuh metamorphic complex (Central Iran). International Journal of Earth Science (Geol Rundsch) 100: 45-62.

Rahmati-Ilkhchi, M., Faryad, S.W., Holub, F.V., Kosler, J. and Frank, W. (2011) Magmatic and metamorphic evolution of the Shotur Kuh metamorphic complex (Central Iran). International Journal of Earth Science (Geol Rundsch) 100:45-62.

Sahandi, M. R. and Hoseyni, M. (1989) The Sabzevar Quadrangle map, 1: 100000. Geological Survey of Iran.

Sengor, A. M. C. (1990) A new model for the late Palaeozoic-Mesozoic tectonics evolution of Iran and implications for Oman. In: Robertson, A. H. F., Searle, M. P. and Ries, A. C. (Eds.) The geology and tectonics of the Oman region. Geological Society of London Special Publication 49: 797-831.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks; their genesis, composition, classification and their relation to ore deposits, with a chapter on meteorites. revised 2nd edition. Hafner Publishing Co., New York.

Soltani, A. (2000) Geochemistry and geochronology of I-type granitoid rocks in the northeastern central Iran plate. Ph.D. Thesis, School of Geosciences, University of Wollongong, Australia.

Soltani, A. and Carr, P. F. (2007) The age and the origin of Kashmar granitoid, NE central Iran. Iranian Journal of Science 7: 241-249.

Stocklin, J. and Nabavi, M. (1972) Tectonic Map of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran.

Streckeisen, A. (1976) To each plutonic rock its proper name. Earth Science Reviews 12: 1-33.

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