ژئوشیمی، پترولوژی و تعیین سن توده مافیک-اولترامافیک غازان، شمال‌غرب ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

2 گروه علوم زمین و محیط زیست، بخش کانی‌شناسی، پترولوژی و ژئوشیمی، دانشگاه لودویگ ماکسی میلیانز، مونیخ، آلمان

چکیده

توده نفوذی مافیک-اولترامافیک غازان، توده آذرین کوچکی در منتهی‌الیه شمال‌غرب پهنه سنندج-سیرجان در شمال‌غرب ایران، که در داخل سنگ‌های رسوبی پالئوزوئیک زیرین نفوذ کرده است. این توده شامل بخش مافیکی بدون کانه‌زایی و بخش اولترامافیک کانه‌زایی شده (حاوی اکسیدهای Fe-Ti) است. سنگ‌های مافیک شامل: پگماتیت گابرو تا میکروگابرو، متاگابرو و آنورتوزیت با مجموعه کانیایی ساده (پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، ارتوپیروکسن و ایلمنیت) است. سنگ‌های اولترامافیک شامل: پیروکسنیت و ورلیت (با نسبت بالایی از ایلمنیت و تیتانومگنتیت) به همراه بلوک‌های بزرگ و کوچک اکسید Fe-Ti خالص پراکنده شده در منطقه هستند. بخش اولترامافیکی در داخل بخش مافیکی قرار گرفته است. نتایج آزمایش‌های شیمیایی نشان می‌دهد که ماگمای اولیه سنگ‌های مافیک-اولترامافیک از یک منشأ گوشته‌ای مشتق شده و روند تفریق و تبلور ماگمایی را طی کرده است. بررسی‌ها روند آلکالن تا ساب‌آلکالن را برای ماگمای اولیه نشان می‌دهد. سن‌سنجی بر پایه U-Pb، بر روی زیرکن اولیه و ماگمایی یک نمونه گابرویی، سن Ma 299 و بر روی زیرکن‌های دگرگونی و بیگانه، سن حداکثر Ma 541 نشان می‌دهد. سن جوان‌تر، گویای حضور پلوتونیسم پالئوزوئیک فوقانی در شمالی‌ترین بخش پهنه سنندج-سیرجان است. سن‌های قدیمی‌تر، سن پی‌سنگ پرکامبرین منطقه و یا سن سنگ‌های قدیمی‌تر مسیر صعود ماگما را نشان می‌دهد که به صورت بیگانه در داخل ماگما وارد شده‌اند. دگرگونی در حد رخساره شیست سبز، دگرشکلی دما بالا و اولتراسیون به طور گسترده‌ای در منطقه دیده می‌شود.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemistry, petrology and U-Pb geochronology of Ghazan mafic-ultramafic intrusion, NW Iran

نویسندگان [English]

  • Manijeh Asadpour 1
  • Seyed Mohammad Pourmoafi 1
  • Soraya Heuss 2
چکیده [English]

Ghazan mafic-ultramafic intrusive is a small igneous body at the extremity of NW of Sanandaj-Sirjan zone in the NW of Iran, intruded into the early Paleozoic sedimentary rocks. This body includes non-mineralized mafic and mineralized ultramafic part (containing Fe-Ti oxides). The mafic rocks are composed mainly of pegmatite gabbro to micro gabbro, metagabbro and anorthosite, with a simple mineral assemblage (plagioclase, clinopyroxene, orthopyroxene, ilmenite). The ultramafic rocks include pyroxenite and wherlite (with high proportion of ilmenite and titanomagnetite) in accompany by large to small blocks of pure Fe-Ti oxide are widespread in the area . The ultramafic part is located within the intrusion and enclosed by mafic rocks. Based on the results of chemical analyses, the primary magma of mafic-ultramafic rocks, derived from a mantle source. During magma ascent the composition of magma has been changed from alkaline to sub-alkaline. U-Pb dating, of a primary and magmatic zircon, gives an age of 299 Ma and dating on metamorphic and inherited zircons shows maximum age of 541 Ma. The younger age represents the the Upper Paleozoic plutonism in the northern part of the Sanandaj-Sirjan zone. The older ages related to the Precambrian basement rocks or older basement rocks on the way of magma, which are incorporated in the magma as exnocryst. The greenschist facies metamorphism, high-temperature deformation as well as altered rocks are widely observed in the area.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Paleozoic magmatism
  • Zircon U-Pb dating
  • Fe-Ti oxide
  • Zircon U
  • Mafic-ultramafic
  • Pb dating
  • Fe
  • Sanandaj-Sirjan
  • Ti oxide
  • Mafic
  • ultramafic
  • Ghazan
  • Sanandaj
  • Sirjan
  • NW of Iran

مقدمه

توده نفوذی غازان با وسعتی برابر 16 کیلومتر مربع، بخشی از مجموعه آذرینی است که بر اساس تقسیم‌بندی پهنه‌های ساختاری ایران، در محل تلاقی دو پهنه ساختاری مهم ایران، یعنی پهنه سنندج-سیرجان و ایران مرکزی واقع شده است. این پهنه، باریکه‎ای است به طول 1500 و پهنای 150 تا 250 کیلومتر که از غرب دریاچه ارومیه آغاز و در یک راستای شمال‌غربی-جنوب‌شرقی تا گسل میناب ادامه می‎یابد (شکل 1). همچنین، این پهنه بخشی از سیستم کوهزایی زاگرس است که بین کمان ماگمایی ارومیه- دختر و زاگرس چین‌خورده قرار گرفته (Alavi, 1994) که از باز و بسته شدن نئوتتیس بین پلیت اوراسیا و عربی نتیجه شده است (e.g., Berberian and King, 1981). بیشتر محققان، اعتقاد دارند که پهنه سنندج-سیرجان بخش جدا شده‌ای از گندوانا در طول پرمین-تریاس است Stocklin. 1968)؛ Stampfli and Borel, 2002؛e.g. Von Raumer et al., 2003). ویژگی‎های سنگی و ساختاری سنندج-سیرجان معرف یک گودی ژرف (trough) و یا ریفت درون قاره‌ای در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است، به همین جهت ویژگی‎های زمین‎شناختی آن با پهنه‎های مجاور تفاوت‎های آشکار دارد. گودال درون قاره‎ای سنندج-سیرجان تا جنوب‌شرقی ترکیه ادامه دارد که پس از تغییری در روند آن تا ماسیف بیتلیس ادامه می‌یابد، بنابراین، می‎توان پذیرفت که پهنه سنندج-سیرجان دارای یک روند تکتونیکی اصلی است که از پرکامبرین پسین با ریفتینگ آغاز شده و در کوهزایی سیمرین پیشین با وارونگی زمین‎ساختی پایان یافته است (Stocklin, 1968). در طی بررسی‌ها در این قسمت از پهنه سنندج-سیرجان، توده‌های اولترامافیکی مشاهده شد، که تاکنون شناسایی نشده‌اند، در پژوهش حاضر، تنها به نتایج به دست آمده از منطقه غازان پرداخته شده است. تعیین سن این توده می‌تواند اهمیت فراوانی در روشن شدن زمان تشکیل، جایگیری و ارتباط آن با رخدادهای زمین‌شناسی، موقعیت ژئودینامیکی، خاستگاه توده و در نهایت، ارتباط آن با مناطق مجاور و توده‌های دیگر از بخش شمالی پهنه سنندج-سیرجان داشته باشد.

توده نفوذی غازان با ترکیب مافیک-اولترامافیک، در درون سنگ‌های پالئوزوئیک زیرین نفوذ کرده است. بخش مافیک به دو بخش توده‌ای و بخش لایه‌ای قابل تقسیم است. بخش لایه‌ای ترکیبی از گابرو تا آنورتوزیت و دایک‌های بازیک است. اندازه دانه‌های بخش لایه‌ای از دانه متوسط تا خیلی دانه درشت (پگماتیتی) متغیرند، در حالی که بخش توده‌ای دانه ریز (میکروگرانولار) و دانه‌ها تقریباً هم بعد هستند. بخش اولترامافیکی شامل پیروکسنیت و ورلیت و کانه‌زایی ایلمنیت و مگنتیت، فقط در بخش اولترامافیکی رخ داده است. علاوه بر این، در منطقه، بلوک‌های بزرگ و کوچک پراکنده‌ای تا حداکثر یک متر و قطعات خیلی ریز (پلاسر مانند) از اکسیدهای آهن و تیتان خالص مشاهده می‌شود. مطالعه این سنگ‌ها می‌تواند روند تکوین پهنه سنندج-سیرجان، حداقل در بخش شمال‌غربی آن را بیشتر مشخص کند. تا زمان انتشار این تحقیق، سن‌یابی بر روی سنگ‌های منطقه غازان و مناطق مجاور آن انجام نشده است. در این تحقیق، مطالعه‌ای هدفمند با استفاده از مطالعات صحرایی، پتروگرافی، سن‌سنجی U-Pb با روش laser-ablation و تعیین عناصر اصلی و فرعی سنگ کل (whole-rock) با روش XRF انجام شده تا سن مجموعه غازان، ماهیت ماگمایی و ماهیت لایه‌بندی در سنگ‌های مافیکی بررسی شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

توده نفوذی غازان، بخشی از پهنه زمین ساختی ایران مرکزی در شمال‌غرب پهنه سنندج-سیرجان (Stocklin, 1968) و یا بخشی از پهنه خوی-ماکو (Nabavi, 1977) را تشکیل می‌دهد. برخی از محققان معتقدند که در طول پالئوزوئیک، پهنه سنندج-سیرجان آرام و ماگماتیسم قابل توجهی در آن رخ نداده است. به طوری که، توده‌های نفوذی موجود در این پهنه، در اثر فرورانش نئوتتیس به زیر صفحه ایران در مزوزوئیک و برخورد صفحه ایران با صفحه عربی در سنوزوئیک به وجود آمده‌اند (Mazhari et al., 2009).

توده نفوذی غازان در شمال‌غربی ارومیه به فاصله 56 کیلومتر واقع شده است. این توده، تماس مستقیمی با سنگ‌های دگرگونی منسوب به پرکامبرین ندارد ولی در بین سنگ‌های رسوبی پالئوزوئیک زیرین (کامبرین–اوردویسین) نفوذ کرده است که ترکیبی از سنگ‌های رسوبی و دگرگونی‌های درجه پایین هستند. سنگ‌های دگرگونی منسوب به پرکامبرین در توده‌های همجوار، رخنمون گسترده‌ای دارند. کل مجموعه به وسیله رسوبات جوان‌تر تا عهد حاضر پوشیده یا احاطه شده‌اند. بین مجموعه پالئوزوئیک زیرین و پرمین بالایی یک نبود چینه‌ای وجود دارد که با نبود رسوب‌گذاری اردویسین، سیلورین، دونین، کربونیفر و پرمین زیرین و میانی مشخص است. پرمین بالایی با قاعده کنگلومرا و ماسه سنگی، مستقیماً و به صورت دگر شیب و همبری گسله، بر روی سازند‌های قدیمی‌تر دیده می‌شود. رسوبات تریاس و ژوراسیک در منطقه مورد مطالعه رخنمون ندارند. در حالی که، سنگ‌های مربوط به کرتاسه برون‌زد خوبی دارند. تمام واحد‌های سنگی قبل از پرمین، میلونیتی شده‌اند. سن حادثه میلونیتی دقیقاً معلوم نیست. طبق شواهد صحرایی، در اثر نفوذ ماگمای بازیک به درون آهک و دولومیت‌های پالئوروئیک زیرین، مجموعه‌ای از اسکارن‌های پرمایه از گرونا، مرمرهای پریکلازدار، مرمرهای ولاستونیت‌دار، مرمرهای ولاستونیت + دیوپسید‌دار در شرق و شمال‌شرقی توده غازان ایجاد شده است. با توجه به نوع کانی‌ها، درجه دگرگونی از نوع فشار پایین و حرارت متوسط تا بالا استنباط می‌شود. در اطراف توده غازان، سنگ‌های دگرگونی و میلونیتی شده‌ای متشکل از آمفیبولیت، گرین‌شیست و گنیس دیده می‌شود، که پروتولیت آنها حاصل میلونیتی شدن واحدهای سنگی مافیک و اسیدی به سن احتمالی کامبرین بالایی تا پرمین است (Aghanabati and Haghipour, 1993).

 

شکل 1- نقشه پهنه‌بندی ساختمانی ایران، برگرفته از Ghasemi و Talbot (2006) و نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه غازان با محل نمونه‌ها

 

در توده مافیک- اولترامافیک غازان، سنگ‌های مافیکی در پهنه‌های برشی که دارای روند شرقی– غربی تا شمال‌غربی-جنوب‌شرقی هستند، تشکیل گابروهایی با ظاهر لایه‌لایه داده‌اند. در کلیه سنگ‌های مافیکی، دگرگونی در حد رخساره شیست سبز و دگرریختی تا حد اولترامیلونیت به خوبی دیده می‌شود. در برخی رخنمون‌ها، مرز بین انواع گابروهای گرانولار، تدریجی و اغلب نامنظم ولی در برخی قسمت‌ها تند و مشخص است (شکل 2-C). دایک‌های بازیک موجود در توده غازان، با کنتاکت تیز و موازی با سنگ‌های مافیکی، روند شمال‌غرب-جنوب‌شرق دارند. گابروها و آنورتوزیت‌های پگماتیتی، بخش بالایی توده غازان را تشکیل می‌دهند. بخش اولترامافیکی در قسمت‌های داخلی توده تمرکز دارد. بنابراین، همبری آنها تنها با بخش ظاهراً لایه‌ای است. کانه‌زایی فقط در بخش اولترامافیک صورت گرفته، که مشابه بخش کانه‌زایی شده بدون آپاتیت توده قره آغاج هست (Mirmohammadi et al., 2007). این بخش به لحاظ حجمی در مقایسه با کل توده غازان کوچک است. روند عمومی آنها از روند کلی سنگ‌های مافیک تبعیت می‌کند. همبری آنها با سنگ‌های مافیک بخش لایه‌ای در اکثر جاها تیز، موازی و هم‌شیب است. در حالی که، همبری بخش لایه‌ای با بخش توده‌ای (میکروگابروها)، در برون‌زدهای سطحی به خاطر پوشش گیاهی و واریزه‌ها قابل تشخیص نیست.

 

 

شکل 2- (A گابروهای لایه‌ای، (B بخش مافیک در داخل بخش آنورتوزیتی، (C مرز بین گابروهای دانه ریز و دانه درشت، (D آنورتوزیت گابرو با بلورهای درشت و شکل‌دار پلاژیوکلاز. بخش مافیک متشکل از بلورهای بی‌شکل پیروکسن و اکسیدهای Fe-Ti به صورت بین بلوری، (E رگه آنورتوزیت در داخل بخش مافیک،
(F پگماتیت گابرو.

روش انجام پژوهش

نمونه‌برداری از توده نفوذی غازان به صورت سیستماتیک از برون‌زدهای مختلف انجام پذیرفت. با استفاده از دستگاه برش سنگ از تمام نمونه‌های جمع‌آوری شده، مغزه تازه تهیه و سپس، 100 مقطع نازک و 5 مقطع صیقلی تهیه شد. پس از مطالعه مقاطع نازک، از سنگ‌های مافیک و اولترامافیک 37 نمونه برای تعیین عناصر اصلی و فرعی با روش XRF و سن‌سنجی انتخاب و این نمونه‌ها، به ترتیب به دانشگاه لودویگ ماکسی میلیان و دانشگاه گوته در کشور آلمان فرستاده شدند (جدول 1). مقادیر LOI بعد از نگهداری پودر نمونه‌ها به مدت 12 ساعت در1050 درجه سانتیگراد اندازه‌گیری شد.

برای سن‌سنجی، از گابروهای بخش توده‌ای که دارای زیرکن‌های مناسبی بودند، استفاده شد. به علت اندک بودن مقدار نمونه‌ها برای جدا کردن زیرکن، از روش gold pan استفاده شده است. بدین ترتیب که بعد از خرد کردن نمونه‌ها و جدا کردن آنها در اندازه‌های 500>250>63، پودرهای با اندازه بین 63 تا 500 مش به صورت جداگانه با روش gold pan شستشو سپس با دستگاه franz magnetic separator، ابتدا مگنتیت و با افزایش درجه مغناطیس دستگاه، پیروکسن و هورنبلند جدا شدند. در مرحله بعد، از سیالات سنگین (heavy liquids)، برای جدایش عناصر سنگین استفاده شد. در نهایت، با خرد کردن دستی (handpicking) در زیر میکروسکوپ بینوکولار، زیرکن‌ها جدا و مناسب‌ترین دانه‌های زیرکن برای مطالعه و آنالیز انتخاب شدند. دانه‌های زیرکن با روش کاتدولومینسانس (CL) مطالعه و عکس‌برداری و در نهایت، سن‌سنجی با روش ablation laser بر روی دانه‌های زیرکن انتخاب شده در دانشگاه گوته فرانکفورت انجام شد.

پتروگرافی

سنگ‌های مافیک: بخش اعظم برون‌زدهای توده نفوذی غازان را سنگ‌های مافیک تشکیل می‌دهد که بر اساس بررسی‌های صحرایی و مطالعات پتروگرافی، به دو بخش لایه‌ای و بخش توده‌ای (میکروگرانولار) قابل تفکیک هستند (شکل 1). گابروهای لایه‌ای بیشترین حجم برون‌زدها را دارند. اندازه دانه‌ها، از دانه متوسط تا پگماتیتی متغیر است. میزان کانی‌های مافیک باعث شده که در این قسمت، تنوعی از سنگ‌های ملا‌گابرو تا آنورتوزیت دیده شود. گابروهای دانه متوسط این بخش، دارای ترکیب کانی‌شناسی ساده‌ای شامل: پلاژیوکلاز (35-60 درصد)، کلینوپیروکسن (20-50 درصد)، مقدار اندکی ارتوپیروکسن (حداکثر 10 درصد) و ایلمنیت (1-5 درصد) هستند. پلاژیوکلازها، فاقد پهنه‌بندی بوده، دارای ماکل آلبیتی و پریکلینی و ترکیب پلاژیوکلاز در حد آندزین تا بیتونیت است. فرآیند اپیدوتی، سرسیتی و در مواردی کلریتی شدن در این سنگ‌ها به مقدار زیادی وجود دارد. در برخی نمونه‌ها، کلسیت، هم به صورت دانه‌های پراکنده و هم به صورت رگچه‌ای دیده می‌شود. کلینوپیروکسن، در گابروهای گرانولار از نوع دیوپسید-اوژیت است. اکثراً اورالیتی شده و به ترمولیت-آکتینولیت تبدیل شده‌اند. در برخی نمونه‌ها سوزن‌های ریزی از ایلمنیت را می‌توان در سطوح کلیواژ پیروکسن‌ها دید که دارای نظم خاصی هستند. حاشیه واکنشی حاوی هورنبلند به صورت بافت کرونا، در محل تماس اکسیدهای آهن و تیتان با پلاژیوکلاز و پیروکسن‌ها در برخی نمونه‌ها دیده می‌شود (شکل 3-F). از کانی‌های فرعی می‌توان به آپاتیت، اسفن، زیرکن اشاره کرد. اثرات دگرشکلی به صورت خُرد شدگی، بُرشی شدن، خاموشی موجی، از بین رفتن ماکل‌ها، خمیدگی و شکستگی در پلاژیوکلازها را به خوبی می‌توان دید. دگرشکلی در برخی پهنه‌ها تا حد اولترامیلونیت (شکل 3-G) دیده می‌شود.

گابروهای پگماتیتی دارای بلور‌های درشت پیروکسن (28-42 درصد)، آمفیبول (1-3 درصد) و پلاژیوکلاز (42-78 درصد) هستند. اندازه این بلورها گاهی به چندین سانتی‌متر می‌رسد (شکل 2-D). در این سنگ‌ها، پیروکسن‌ها اکثراً بر اثر دگرگونی پس‌رونده به آمفیبول تبدیل شده‌اند. گاهی شدت تبدیل شدگی به حدی است که اثری از کانی اولیه باقی نمانده است. کانی‌های فرعی، تیتانومنیتیت، اسفن و کانی‌های ثانویه زوئیزیت، کلریت و اپیدوت هستند. اکسیدهای آهن و تیتان، به صورت بلورهای بی‌شکل و تا ابعاد چند سانتی‌متر در بین بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن به صورت اختلاط ناپذیر وجود دارند.

آنورتوزیت‌ها به صورت لایه‌های روشن منظم و گاهی غیر منظم، فقط در بخش گابروهای لایه‌ای دیده می‌شوند. لایه‌های آنورتوزیتی از چند سانتی متر تا چند ده متر ضخامت دارند. ترکیب پلاژیوکلاز در محدوده ترکیبی لابرادوریت تا آندزین قرار می‌گیرد. در مقطع نازک، بلورهای پلاژیوکلاز تا حدی سوسوریتیزه شده و به کانی‌های کلسیت، اپیدوت، زوئیزیت و کلریت تجزیه شده و ترکیب آنها به طرف آلبیت تغییر یافته است. علاوه بر پلاژیوکلاز، مقدار اندکی آمفیبول نیز دیده می‌شود. با توجه به شواهد صحرایی و میکروسکوپی بیشتر آمفیبول‌ها از تجزیه پیروکسن‌هاحاصل شده‌اند. در برخی از مقاطع نازک، رشد بلورهای پلاژیوکلاز به گونه‌ای است که فضای میان بلورها را نیز پر کرده، تبلور دوباره در آنها به خوبی مشاهده می‌شود.



 

 
   
   
   

شکل 3- (A زیرکن داخل گابروی گرانولار، (B ورلیت کانه‌زایی شده، C گابرو با هورنبلند حاشیه‌ای،
(D اولترامافیک کانه‌زایی شده با الیوین‌های آلتره شده،
(E پیروکسنیت کانه‌زایی شده، (F ملاگابروی کانه‌زایی شده با حاشیه واکنشی، (G گابروی دگر شکل شده،
(H میکروگابرو با بلورهای هم بعد و با زاویه 120 درجه.

 

تعدادی دایک دلریتی، در داخل توده نفوذی دیده می‌شوند. ضخامت این دایک‌ها از 30 تا حداکثر 100 سانتی‌متر متغیر است. این دایک‌ها دارای بافت چیره دلریتی هستند. در مقاطع نازک، گاهی کانی‌ اوژیت، پلاژیوکلازها را در بر گرفته و بافت افیتیک را که ویژگی دیگر این نوع سنگ‌ها است، نشان می‌دهند. علاوه بر پلاژیوکلاز و پیروکسن، کانی‌های ثانویه ترمولیت، آکتینولیت، کلریت، کلسیت، زوئیزیت و اکسیدهای آهن نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شود. تماس این دایک‌ها با سایر سنگ‌ها، تیز و واضح است و معمولاً آنها را قطع کرده‌اند.

گابروهای دانه ریز در توده غازان حجم قابل توجهی را به خود اختصاص داده‌اند و به صورت بخش جداگانه‌ای، تحت عنوان گابروهای توده‌ای در شمال، غرب و جنوب‌غربی گابروهای لایه‌ای قرار گرفته‌اند. این سنگ‌ها عموماً دانه ریز، بافت چیره آنها گرانولار هیپ ایدیومورفیک ریز تا متوسط دانه است. عمدتاً از پلاژیوکلاز (37-59 درصد)، کلینوپیروکسن با ترکیب دیوپسید و اوژیت (15-45 درصد)، مقادیر اندکی ارتوپیروکسن (5-10 درصد) و ایلمنیت (حدود 1 درصد) به همراه کانی‌های سولفیدی تشکیل شده‌اند. گاهی بلورهای پلاژیوکلاز به صورت بلورهای چند وجهی تا نیمه شکل‌‌دار و تا حدی به هم فشرده با یکدیگر تشکیل اتصال سه گانه، با زاویه 120 درجه می‌دهند. پلاژیوکلازها بدون پهنه‌بندی و اکثراً دارای ماکل آلبیتی و بر اساس اندازه‌گیری زاویه خاموشی، ترکیب آندزین-بیتونیت دارند (شکل 3-H). برخی نمونه‌ها، تا حدی سوسوریتی و کلریتی شده‌اند. در حالی که، پیروکسن‌ها به مقدار زیادی به آمفیبول تبدیل و کانی‌های اپاک در این گابروها اندک است.

 

سنگ‌های اولترامافیک

این سنگ‌ها در حدود 15-20 درصد حجمی توده نفوذی غازان را تشکیل می‌دهند و عمدتاً در داخل بخش مافیکی قرار گرفته‌اند. اغلب دانه متوسط و بافت ارتوکومولایی دارند (شکل 3-B و E) و شامل ورلیت و پیروکسنیت هستند. کانه‌زایی Fe-Ti در این بخش رخ داده است. پیروکسنیت‌ها دارای بلورهای کلینوپیروکسن، آمفیبول‌های اولیه، اندکی پلاژیوکلاز و مقدار فراوانی کانی‌های تیره تیتانومنیتیت هستند. از کانی‌های فرعی به ترمولیت-اکتینولیت، اسپینل هرسینیتی می‌توان اشاره کرد. در برخی مقاطع، هورنبلند قهوه‌ای به صورت حاشیه واکنشی، در اطراف کانی‌های سیلیکاته و اکسیدها دیده می‌شود. الیوین به صورت کانی‌های بی‌شکل تا نیمه شکل‌‌دار و معمولاً به صورت بلورهای هم اندازه دیده می‌شود، که اکثراً سرپانتینیزه شده‌اند، به طوری که، گاهی فقط اثر اندکی از کانی اولیه باقی مانده است. در مواردی بین بلورهای الیوین اتصال سه گانه با زاویه120 درجه را می‌توان دید، که بیانگر حالت تعادل بافتی درجه بالا است (شکل 3-F). کلینوپیروکسن در این سنگ‌ها از نوع دیوپسید و اوژیت است. در برخی نمونه‌ها، کانی‌های سیلیکاته مثل الیوین و پیروکسن جهت یابی ترجیهی نشان می‌دهد (شکل 3-B و F) که ممکن است در نتیجه دگرشکلی، فشرده شدن و یا جریان ماگمایی باشد e.g., Reynolds, 1985)؛
Hunter, 1987؛ (Nicolas, 1992. در توده غازان، کانه‌زایی اکسیدهای آهن و تیتان علاوه بر این که در سنگ‌های اولترامافیک رخ داده، به صورت بخش‌های خالص از اکسید آهن و تیتان نیز دیده می‌شود. این بخش‌های خالص، به صورت رخنمون‌های رگه‌ای و یا به صورت بلوک‌های کوچک و بزرگ تا یک متر طول و گاهی به صورت پلاسر در آبراهه‌ها دیده می‌شود.

 

ژئوشیمی

ژئوشیمی عناصر اصلی و فرعی سنگ کل: نتایج آنالیز عناصر اصلی و فرعی 37 نمونه از سنگ‌های مافیک-اولترامافیک غازان در جدول 1 نشان داده شده است. درصد SiO2 در سنگ‌های مافیکی 44/43-11/54 و در سنگ‌های اولترامافیکی 17/15-7/34 است. طبق نمودار مجموع آلکالن در مقابل سیلیس، بیشتر نمونه‌های مافیک در محدوده گابرو قرار می‌گیرند (شکل 4-A). همان طور که در این نمودار دیده می‌شود، اکثر نمونه‌های توده نفوذی غازان در اطراف مرز جدا کننده محدوده آلکالن-ساب‌آلکالن قرار دارند. در حالی که تعدادی از نمونه‌ها که عمدتاً آنورتوزیت، لویکوگابرو و اولترامافیک هستند، در محدوده آلکالن قرار گرفته‌اند. در این نمودار، سنگ‌های اولترامافیک به دلیل فقیر بودن از SiO2 و عناصرآلکالن در خارج از محدوده افتاده‌اند. تمام نمونه‌های توده غازان در نمودار A/NK در مقابل A/CNK (شکل 4-B) در محدوده متاآلومین قرار دارند. در نمودارهای شکل 5 بسیاری از اکسیدها تطابق خوبی با MgO نشان می‌دهند. Al2O3، Na2O، K2O و SiO2 دارای تطابق منفی و MnO، Fe2Ot و TiO2 دارای تطابق مثبت با MgO هستند. سنگ‌های اولترامافیک در مقادیر Fe2O3t، MnO و TiO2 غنی شده‌اند، که نشان‌دهنده غنی‌شدگی از ایلمنیت و مگنتیت است. این سنگ‌ها دارای مقادیر پایینی از SiO2 ،K2O و Na2O هستند. Al2O3 و Na2O در سنگ‌های اولترامافیک به علت مقادیر اندک فلدسپار، پایین است. با این وجود، نمونه‌های اولترامافیکی که در مجاورت سنگ‌های مافیک هستند، مقدار بیشتری پلاژیوکلاز دارند. بنابراین، مقادیر Al2O3 و Na2O آنها بیشتر از انواع دیگر است. Sr سنگ‌های آنورتوزیتی و لویکوگابرویی بخش لایه‌ای، بسیار بیشتر از اولترامافیک‌ها و گابروهای بخش توده‌ای است. در سنگ‌های اولترامافیک، غلظت کروم پایین‌تر از سنگ‌های مافیک است. در حالی که غلظت وانادیم آنها بیشتر از سنگ‌های مافیک و تطابق خوبی با TiO2 دارد (شکل 6). در برخی از این نمودارها، انفصال مشخصی بین سنگ‌های مافیک و اولترامافیک وجود دارد، این انفصال را تا حدی بین گابروهای لایه‌ای و گابروهای توده‌ای نیز می‌توان مشاهده کرد. این موضوع با توجه به تفاوت‌های کانی‌شناسی و شیمیایی، طبیعی است. در نمودار عنکبوتی نرمالیزه شده با گوشته (شکل 7) هر چند، انواع سنگ‌های مافیک-اولترامافیک از نظر رفتار برخی عناصر کمیاب اختلافاتی دارند، اما در کل، الگوی توزیع عناصر کمیاب و کمیاب خاکی کم و بیش مشابهی دارند. این سنگ‌ها در کل، کاهش نسبی در عناصر خاکی کمیاب سنگین (HREE) و عناصر لیتوفیل (LILE) نشان می‌دهند.

 

   

شکل 4- (A نمودار Na2O+K2O/SiO2 برای نامگذاری سنگ‌ها بر اساس ترکیب شیمیایی، اکثر نمونه‌ها در محدوده گابرو قرار گرفته‌اند.
(B نمودار A/CNK-A/NK، نمونه‌ها در محدوده متاآلومینوس واقع شده‌اند. r گابروی لایه‌ای، ˜ میکروگابروی توده‌ای، š آنورتوزیت،
¢ اولترامافیک.

 

 

جدول 1- جدول عناصر اصلی و فرعی سنگ‌های مافیک-اولترامافیک توده نفوذی غازان. عناصر اصلی بر حسب درصد وزنی و عناصر فرعی بر حسب ppm

Rock type

Gabbro

Microgabbro

Leucogabbro

 

Sample no.

236

206

228

208

208-f

209

233

233-f

241

239

240

232

234

230

230-f

241-f

231

369

227

SiO2

48.97

50.94

44.1

54.11

54.21

48.58

52.1

52.16

50.93

51.83

48.27

52.02

48.86

51.74

51.45

51.18

48.05

43.44

49.26

TiO2

1.17

1.24

4.47

0.11

0.11

0.57

1.3

1.36

1.29

1.11

1.11

1.47

1.16

0.58

0.58

1.27

1.06

4.52

0.2

Al2O3

15.44

15.63

16.35

27.31

27.48

22.76

16.87

16.81

15.33

16.52

15.84

16.56

17.19

15.5

15.52

15.47

15.32

16.27

27

Fe2O3

11.46

9.64

16.32

1.3

1.49

7.47

10.18

10.26

10.4

8.92

9.94

10.66

9.95

8.79

8.72

10.33

11.29

15.37

3.44

MnO

0.19

0.15

0.18

0.02

0.02

0.09

0.17

0.18

0.16

0.14

0.14

0.19

0.15

0.14

0.13

0.16

0.18

0.16

0.04

MgO

7.64

7.64

4.91

0.24

0.14

5.48

4.79

4.87

6.99

7.64

9.29

5.02

7.18

7.56

7.58

7.16

8.37

6.23

2.89

CaO

10.92

10.75

8.77

9.59

9.55

10.23

8.64

8.64

9.7

10.24

11.16

8.48

10.85

11.68

11.61

9.8

11.27

9.01

11.56

Na2O

2.65

2.71

3.06

5.76

5.42

3.03

3.92

3.96

3.26

3.03

2.39

3.73

2.62

2.96

2.93

3.29

2.63

3.06

3.69

K2O

0.31

0.2

0.33

0.67

0.66

0.19

0.26

0.26

0.26

0.23

0.22

0.39

0.28

0.15

0.15

0.26

0.17

0.25

0.18

P2O5

0.08

0.03

0.04

0.04

0.05

0.04

0.38

0.37

0.17

0.14

0.06

0,.38

0.09

0.07

0.07

0.17

0.17

0.03

0.03

Total

98.83

98.93

98.53

99.15

99.13

98.44

98.61

98.87

98.49

99.8

98.42

98.52

98.33

99.17

98.74

99.09

98.51

98.34

98.29

LOI

0.97

0.773

0.106

0.031

0.031

0.641

1.009

0.99

0.912

0.772

0.789

0.925

0.814

0.777

0.761

0.897

1.003

1.39

0.262

Ba

199

128

40

355

340

92

475

428

267

218

118

370

169

139

159

283

105

0

116

Co

46

34

48

0

8

35

31

31

40

48

54

32

37

28

30

42

48

70

15

Cr

256

269

0

44

0

16

129

131

242

350

431

134

294

374

352

299

322

0

12

Pb

0

0

0

0

17

2

1

15

0

2

0

15

2

1

6

0

0

0

719

Sr

159

226

498

728

707

619

171

255

158

157

157

245

191

188

194

160

230

447

801

Th

0

0

1

0

13

2

0

5

0

0

0

1

0

0

8

0

2

0

0

Zr

72

49

64

57

20

163

471

453

88

108

87

477

132

123

85

169

64

59

63

V

210

240

223

7

1

46

116

126

221

193

224

176

202

209

216

210

197

308

14

La

0

0

0

13

12

0

10

27

7

17

0

26

0

10

0

0

0

0

0

Ce

4

1

0

6

7

34

84

63

9

34

12

66

16

13

14

15

36

29

3

Nd

5

3

2

4

2

10

39

22

3

25

11

24

14

15

11

22

19

8

3

Ni

68

64

6

22

47

103

33

34

95

44

163

37

54

50

49

77

104

17

99

Zn

100

68

103

14

19

62

105

95

91

75

87

114

81

64

64

93

100

88

48

Ga

19

19

20

21

18

16

19

19

18

16

16

21

17

16

16

17

18

20

16

Rb

10

23

7

43

0

0

0

0

29

0

0

0

0

0

0

0

0

19

24

Y

20

18

15

16

17

35

5

31

24

41

33

31

34

46

41

47

38

11

18

Nb

7

0

11

0

0

19

21

21

7

10

10

26

18

11

8

18

6

11

1

U

0

0

8

4

3

19

10

3

0

4

6

3

14

7

11

9

2

2

11

ادامه جدول 1- ...


Rock type

Leucogabbro

Anorthosite

dolerite dyke

Ultramafic

 

 

Sample no.

225

368-f

360UNG

358

360

227-f

368

213

374

370

229-B

226

229-f

363

363-f

211

372-w

372-g

 

 

SiO2

48.08

47.76

47.01

49.06

47.32

49.62

49.99

49.83

50.21

52.26

50.79

51.31

50.41

45.91

44.07

15.17

34.7

25.44

 

 

TiO2

0.14

3.63

3.59

1.57

3.55

0.19

2.11

0.15

0.13

0.1

0.36

0.26

0.37

1.17

4.46

18.45

10.3

10.34

 

 

Al2O3

26.36

19.66

17.65

22.28

17.67

27.35

14.28

27.72

27.91

26.58

27.65

29.4

27.53

14.79

16.39

6.46

6.57

7.9

 

 

Fe2O3

4.24

11.19

11.22

8.11

11.01

3.31

13

2.05

1.41

1.4

2.77

1.26

2.78

14.04

15.21

43.51

33.52

35.26

 

 

MnO

0.05

0.13

0.12

0.09

0.13

0.04

0.16

0.03

0.03

0.02

0.04

0.02

0.04

0.21

0.16

0.31

0.3

0.3

 

 

MgO

3.88

4.11

4.49

3.49

4.76

2.49

5.22

0.93

0

0.51

1.33

0

1.73

9.3

6.33

9.04

9.58

11.5

 

 

CaO

11.32

7.51

10.6

10.82

10.59

11.31

9.41

12.08

12.63

9.97

11.4

12.29

11.38

10.09

9.13

2.86

3.48

4.02

 

 

Na2O

3.12

4

3.35

3.49

3.24

3.72

3.07

3.9

3.77

4.91

4.06

4.09

4.09

2.25

3.01

0.35

0.8

1.26

 

 

K2O

0.17

0.44

0.3

0.33

0.3

0.17

1.09

0.84

1.59

0.92

0.31

0.29

0.3

0.29

0.26

0

0.08

0.12

 

 

P2O5

0.02

0.04

0.03

0.03

0.04

0.04

0.37

0.03

0.03

0.03

0.09

0.07

0.09

0.14

0.04

0.04

0.04

0.04

 

 

Total

97.38

98.47

98.36

99.27

98.61

98.24

98.7

97.56

97.71

96.7

98.8

98.99

98.72

98.19

99.06

96.19

99.37

96.18

 

 

LOI

0.373

0.854

0.808

0.691

0.808

0.262

0.801

0.089

0.058

0.077

0.198

0.063

0.198

1.13

0.89

3.180

0.688

0.701

 

 

Ba

99

223

195

159

169

66

284

194

487

229

141

105

171

90

90

0

0

84

 

 

Co

28

41

43

35

39

19

38

4

3

13

17

8

12

54

61

78

165

140

 

 

Cr

14

0

0

39

0

39

36

13

9

0

20

28

0

406

0

0

0

0

 

 

Pb

0

0

5

5

0

709

9

0

2

0

15

0

26

10

4

32

79

4

 

 

Sr

691

630

453

585

458

775

314

767

828

810

807

850

780

166

458

-

246

246

 

 

Th

0

0

0

0

0

0

26

5

0

0

0

0

21

0

0

6

0

12

 

 

Zr

46

237

71

169

141

205

296

61

183

144

213

226

36

80

222

59

65

104

 

 

V

13

128

285

172

234

16

248

30

17

19

24

19

5

252

322

603

430

810

 

 

La

0

0

0

0

0

8

2

0

0

0

0

9

24

9

0

0

0

0

 

 

Ce

16

0

0

0

16

33

50

1

21

12

25

20

0

47

7

1953

283

42

 

 

Nd

9

5

0

5

12

14

31

0

12

9

15

15

0

0

6

1144

145

22

 

 

Ni

50

11

21

26

19

75

22

8

27

33

38

19

49

191

20

71

90

136

 

 

Zn

24

67

67

58

69

49

110

12

8

11

33

15

33

100

94

299

216

230

 

 

Ga

15

17

21

17

18

16

22

16

14

13

16

15

17

19

18

-

32

32

 

 

Rb

27

0

0

0

0

0

0

51

37

33

0

0

0

0

0

3

2

0

 

 

Y

14

29

29

33

31

38

26

23

36

38

44

46

20

28

29

8

4

8

 

 

Nb

0

35

4

17

17

23

28

0

17

11

22

23

0

10

32

11

0

34

 

 

U

3

13

1

10

9

12

10

7

7

0

12

16

3

0

22

5

11

16

 

 

                                                                           

 

 

 

شکل 5- نمودارهای Fenner (1913)، اکسیدهای عناصر اصلی K2O، Na2O، Al2O3 و SiO2 در مقابل MgO، روند کاهش، MnO و FeOt روند افزایش و P2O5، TiO2 و CaO تقریباً روند ثابتی را نشان می‌دهند، علایم مانند شکل 4 است.

 

شکل 6- نمودارهای Fenner (1913)، اکسیدهای عناصر کمیاب در مقابل MgO. همان طور که در نمودارها دیده می‌شود، نمونه‌های مافیک-اولترامافیک در محدوده جدا از هم قرار گرفته‌اند. علایم مانند شکل 4 است.

     

 

 

 

شکل 7- نمودار عنکبوتی برای نمونه‌های منطقه غازان، بهنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)

 

سن‌سنجی U-Pb

با توجه به شواهد صحرایی و بررسی‌های پتروگرافی در سنگ‌های مافیک-اولترامافیک بخش لایه‌ای، زیرکن مناسبی برای سن‌سنجی پیدا نشد، ولی در بخش گابروهای توده‌ای زیرکن‌های مناسبی وجود داشت. بنابراین، از زیرکن‌های موجود در این بخش برای سن‌سنجی U-Pb با روش laser-ablation استفاده شد. با توجه به تقسیم‌بندی Hanchar و همکاران (2003) در این بخش انواع متعددی از زیرکن‌ها وجود دارد. زیرکن‌های اولیه یا ماگمایی، زیرکن‌های دگرگونی و زیرکن‌های بیگانه. بنابراین، سن‌های متفاوتی به دست آمد. داده‌های آنالیزهای U-Pb در جدول 2، تصاویر کاتدولومینسانس (CL) زیرکن‌ها در شکل 8 و نمودار مربوط در شکل 9 نشان داده شده است. در مجموع، 16 نقطه از دانه‌های زیرکن آنالیز شدند.

 

زیرکن

نمونه انتخابی برای سن‌سنجی، میکروگابرویی از بخش توده‌ای، که متشکل از کانی‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن و کانی‌های اپاک است. انواع متنوعی از زیرکن‌های اولیه و ثانویه در این نمونه وجود دارد. زیرکن‌ها دارای ابعاد 20 تا 600 میکرون هستند. زیرکن‌های اولیه و ماگمایی دارای رنگ صورتی، بدون پهنه‌بندی و یا با پهنه‌بندی اندک و مورفولوژی یکنواختی هستند. در حالی که زیرکن‌های ثانویه و دگرگون شده، معمولاً گرد شده یا بی‌شکل و دارای زون‌بندی نوسانی هستند. در تصاویر CL. همه زیرکن‌ها تقریباً بدون شکستگی و یا با شکستگی اندک هستند. سن‌های به دست آمده برای زیرکن‌های اولیه، حدود Ma297 و برای زیرکن‌های دگرگونی و بیگانه حدود Ma541 است (شکل 9 و جدول 2).

 

 

     
     
     

شکل 8- تصاویر کاتدولومینسانس از زیرکن‌های سن‌سنجی شده

 

 

شکل 9- نمودار concordia از داده‌های به دست آمده از سن‌سنجی با روش U-Pb


جدول 2- نقاط سن‌سنجی شده با روش laser-ablation زیرکن‌های بخش مافیکی توده نفوذی غازان

grain

206Pbd

±2σ

207Pbd

±2σ

207Pbd

±2σ

206Pb

±2σ

207Pb

±2σ

207Pb

±2σ

 

238U

(%)

235U

(%)

206Pb

(%)

238U

(Ma)

235U

(Ma)

206Pb

(Ma)

A202

0.08334

1.8

0.6642

2.8

0.0578

2.1

516

9

517

11

522

46

A203

0.06728

1.7

0.5203

2.8

0.05609

2.2

420

7

425

10

456

48

A204

0.05792

2.1

0.4456

3.9

0.0558

3.3

363

8

374

12

444

73

A205

0.04721

1.9

0.3428

4.1

0.05267

3.6

297

6

299

11

314

83

A206

0.06391

2.1

0.4905

3.0

0.05566

2.1

399

8

405

10

439

47

A207

0.07593

1.7

0.6167

3.9

0.0589

3.5

472

8

488

15

564

77

A208

0.07884

1.7

0.6338

2.3

0.0583

1.6

489

8

498

9

541

34

A209

0.08364

2.8

0.6692

4.5

0.05803

3.6

518

14

520

19

531

78

A210

0.07414

1.5

0.5916

2.1

0.05788

1.4

461

7

472

8

525

31

A211

0.06857

3.2

0.5227

6.5

0.05528

5.7

428

13

427

23

424

127

A212

0.07847

1.6

0.6242

2.8

0.05769

2.3

487

8

492

11

518

51

A213

0.08656

1.8

0.6939

2.6

0.05815

2.0

535

9

535

11

535

43

A214

0.06490

2.0

0.5111

2.6

0.05711

1.7

405

8

419

9

496

37

A215

0.07890

1.7

0.6268

2.2

0.05761

1.4

490

8

494

9

515

32

A216

0.08545

1.7

0.6875

2.2

0.05835

1.3

529

9

531

9

543

29

A217

0.08770

1.6

0.7044

2.0

0.05825

1.1

542

8

541

8

539

24

 


بحث

سن توده غازان

تا زمان انجام این تحقیق، سن‌سنجی بر روی توده‌های نفوذی منطقه مورد مطالعه صورت نگرفته بود. تنها بر اساس مشاهدات صحرایی و مقایسه با توده‌های مشابه در منطقه و پهنه سنندج-سیرجان، سن‌های احتمالی به این توده‌ها نسبت داده می‌شد و بر اساس آنها، فرضیه‌هایی در مورد تکوین این بخش از پهنه سنندج-سیرجان ارائه شده است. بر اساس جوان‌ترین سن به دست آمده در منطقه غازان با روش U-Pb زیرکن، شکی باقی نمی‌ماند که سن تبلور گابروها، حدود Ma300 است، که بیانگر ماگماتیسم پالئوزوئیک فوقانی است. در حالی که قدیمی‌ترین سن به دست آمده از زیرکن‌های بیگانه این نمونه Ma541 است. سن‌سنجی انجام شده توسط Asadpour و همکاران (زیر چاپ) در منطقه قره‌باغ واقع در 37 کیلومتری جنوب‌شرقی غازان، برای انواع مختلف سنگ‌های آلکالی گرانیت، مونزوگرانیت و مافیک-دیوریت با روش U-Pb زیرکن‌ها، به ترتیب سن‌های Ma 2/2 ± 4/303، Ma 5/1 ± 3/300 و Ma 300 به دست آورده‌اند که آن را به ماگماتیسم اواخر پالئوزوئیک و باز‌شدگی نئوتتیس نسبت داده‌اند. همین طور، این گروه بر روی استوک کوچک لویکوگرانیتی در منطقه قره‌باغ سن Ma 8/3 ± 6/558 به دست آورده‌اند و استنباط کرده‌اند که اولین ماگماتیسم منطقه در زمان پرکامبرین است. با توجه به نزدیکی توده غازان به منطقه قره‌باغ و سن‌های مشابه دست آمده، می‌توان استنباط کرد که برخلاف تصورات قبلی: 1- پی سنگ کل منطقه، پرکامبرین است. 2- توده‌های مافیک- اولترامافیک غازان و توده‌های مافیک– دیوریت و آلکالی گرانیت قره‌باغ در یک حادثه ماگمایی در اواخر پالئوزوئیک حاصل شده‌اند. 3- این سن‌ها با سن‌های جدید به دست آمده از مناطق دیگر پهنه سنندج-سیرجان مطابقت دارد که به مواردی از آن اشاره می‌شود. Hassanzadeh و همکاران (2008) در بخش شمال‌غربی پهنه سنندج-سیرجان و غرب سقز، با روش U-Pb، سن‌های Ma 25± 551 و Ma 19± 544 را به ترتیب برای گرانیت شیخ‌چوپان و بیوتیت گرانیت تغییر شکل یافته و متورق شده بوباکتان به دست آورده‌اند. همچنین، این گروه سن‌یابی‌هایی با روش U-Pb، بر روی گرانیت موته، بیوتیت گرانیت و ارتوگنایس وارزانه در منطقه گلپایگان انجام داده‌اند و به ترتیب سن‌های Ma 22 ± 578، Ma 24 ± 596 و
Ma 23 ± 588 را به دست آورده‌اند. در منطقه گلپایگان، Thiele و همکاران (1968) سنگ‌های گرانیتی را به عنوان پولوتونیسم پرکامبرین توصیف کرده، آن را به عنوان گرانیت دوران معرفی نموده‌اند. سن‌های فوق، ماگماتیسم پرکامبرین را در پهنه سنندج-سیرجان نشان می‌دهد و تقریباً با سن به دست آمده از منطقه غازان و قره‌باغ مطابقت دارد.

Bea و همکاران (2011) بر روی توده گرانیتی نوع A خلیفان، در شمال‌غربی پهنه سنندج-سیرجان (حدود 200 کیلومتری جنوب توده قره‌باغ) با روش U-Pb و Rb-Sr سنگ کل، به ترتیب سن‌های Ma 2 ± 315 و Ma 2/277 ± 05/0 به دست آورده‌اند. این گروه حدس زده‌اند که این سن‌ها نخستین سن واریسکن به دست آمده در این ناحیه است. Alirezaei و Hassanzadeh (2012) زیرکن‌هایی به سن Ma 6/3 ± 3/288 را برای گرانیت‌های A-type حسن رباط در پهنه سنندج-سیرجان مرکزی گزارش کرده‌اند و آن را به ماگماتیسم همزمان با ریفت پرمین در طول کمربند کوهزایی تتیس ارتباط داده‌اند. این گروه استنباط کرده‌اند که این سن به طور مشخص زمان ریفتینگ و باز شدگی نئوتتیس را بین سنندج-سیرجان و پلیت زاگرس-عربی نشان می‌دهد. این سن‌ها با سن‌های به دست آمده از منطقه غازان و قره‌باغ، مطابقت داشته و می‌توان چنین تفسیر نمود که این داده‌ها وقوع ریفتینگ و باز شدن نئوتتیس در کربونیفر بالایی را در پهنه سنندج-سیرجان نشان می‌دهد.

پتروژنز

حجم سنگ‌های اولترامافیکی منطقه بسیار کمتر از حجم بخش مافیک است و این منطقی است که سنگ‌های اولترامافیکی، بخش کومولایی توده نفوذی باشد. طبق بررسی‌های میکروسکوپی، حضور مقادیر قابل توجهی هورنبلند در همه نمونه‌های مافیک و اولترامافیک هم به صورت کانی‌های بین بلوری و هم به صورت حاشیه واکنشی، نشان می‌دهد که ذوب شدگی در حضور آب یا سیالات اشباع شده صورت گرفته است. شواهد کانی‌شناسی، حاکی از این است که توده غازان تحت تأثیر دگرگونی معادل رخساره شیست سبز قرار گرفته و در نتیجه کانی‌های ثانویه ترمولیت، آکتینولیت، زوئیزیت، کلسیت، اپیدوت، آلبیت و کلریت در آن به وجود آمده است. بیشتر سنگ‌های توده نفوذی غازان، طبق نمودار مجموع آلکالن در مقابل SiO2 (شکل 4-A) در محدوده گابرو قرار می‌گیرند، طبق این نمودار، سنگ‌ها به سری ماگمایی ساب‌آلکالن تا آلکالن تعلق دارند. در نمودار‌های عنکبوتی بهنجار شده با گوشته اولیه، پیک نسبتاً مثبت Ba با توجه به عدم وجود فلدسپار پتاسیم و میکاها و تمرکز احتمالی آن در پلاژیوکلاز قابل توجیه است. در حالی که، پیک منفی K را همسو با تمرکز Rb و نبود کانی‌های پتاسیک می‌توان مرتبط دانست. تهی‌شدگی نسبی Nb احتمالاً در اثر آلایش پوسته‌ای است. بر اساس شواهد ژئوشیمیایی، مانند: نمودارهای رسم شده، عناصر نادر غیر متحرکی مانند Y و Nb در مقابل MgO (شکل‌های 5 و 6)، مقدار بالای V و Ti، ترکیب بازیکی، محتوای سیلیس و پتاسیم پایین، محتوای بالای عناصر REEs، غنی شدگی LREEs نسبت به HREEs و شواهد کانی‌شناسی مثل وجود منیتیت اولیه و وجود تیتان اوژیت در اطراف کانی‌های تیتانومنیتیت می‌توان فرض کرد که، سنگ‌های مورد مطالعه از ذوب یک منشأ گوشته‌ای نتیجه شده و احتمالاً تحوالات بعدی مثل آلایش پوسته‌ای، اولتراسیون و یا اختلاط ماگمایی بر آنها اثر کرده است.

سن‌یابی‌های جدید مناطق غازان، قره‌باغ و مناطق دیگری از پهنه سنندج-سیرجان راهنمای جدیدی از منشأ و تکامل تکتونیکی در این پهنه را ارائه می‌دهد. بر پایه سن‌یابی‌هایی که بر روی توده نفوذی غازان و توده‌های مجاور انجام شده، می‌توان عنوان نمود که در مقطع زمانی 290 تا 330 میلیون سال پیش، فعالیت‌های ماگمایی گسترده‌ای در جریان بوده است، که نتیجه آن نفوذ توده‌های مافیک-اولترامافیکی و متعاقب آن ماگماتیسم اسیدی در پهنه سنندج-سیرجان، به ویژه در بخش شمالی آن است. همزمان با این ماگماتیسم یا اندکی بعد از آن فعالیت‌های تکتونیکی و دگرگونی گسترده‌ای کل منطقه را تحت تأثیر قرار داده است. اثرات چنین فعالیت‌هایی را می‌توان به صورت دگرگونی و دگرشکلی در منطقه غازان و توده‌های اطراف مشاهده کرد. فعالیت‌های دگر شکلی تا پرمین بالایی ادامه داشته، زیرا در داخل رسوبات پرمین بالایی و زمان‌های بعدی، اثری از آن دیده نمی‌شود. احتمالاً در اواخر کربونیفر یک پهنه کششی در پهنه سنندج-سیرجان، حداقل در بخش شمالی آن شروع شده و این همان زمان شروع باز شدن نئوتتیس در ایران است.

نتیجه‌گیری

با توجه به شواهد، چنین به نظر می‌رسد که سنگ‌های مطالعه شده از ذوب یک منشأ گوشته‌ای نتیجه شده و اساساً ماهیت آلکالن- ساب‌آلکالن دارند. سن‌سنجی مجموعه سنگی مافیک-اولترامافیک غازان با روش U-Pb، سن‌هایی از 297 تا 541 میلیون سال را نشان می‌دهد، جوان‌ترین سن، مربوط به سن تشکیل توده و سن‌های قدیمی‌تر مربوط به سن سنگ‌های پی‌سنگ و سنگ‌های مسیر است. این سن‌ها با سن‌های به دست آمده از منطقه قره‌باغ مطابقت دارد. می‌توان چنین تصور کرد که یک حادثه ماگماتیکی در اواخر پالئوزوئیک در کل منطقه مورد مطالعه رخ داده است. این زمان را می‌توان منطبق با شروع باز شدن نئوتتیس در این قسمت از پهنه سنندج-سیرجان نسبت داد.

 

سپاسگزاری

لازم است از کلیه کسانی که نویسندگان مقاله را کمک و یاری کرده‌اند تشکر و قدردانی کنیم. از دکتر Alexander Rocholl از دانشگاه لودویگ ماکسی ‌میلیانز شهر مونیخ، که در جدا کردن زیرکن‌ها ما را یاری کردند و همچنین از دکتر Axel Gerdes از دانشگاه گوته شهر فرانکفورت که برای انجام آزمایش‌های سن‌سنجی با روش U-Pb همکاری داشتند، صمیمانه قدردانی می‌کنیم.

Aghanabati, A. and Haghipour, A. (1993) Explanatory text of Tasuj. Geological Quadrangle Map 1:100000, Series sheet 4965, Geological Survey of Iran, Tehran.

Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics 229: 211-238.

Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A-type Hasanrobat granite, Sanandaj-Sirjan belt: a new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos 151: 122-134.

Asadpour, M., Heuss, S. and Pourmafi, S. M. (in press) New evidences of Precambrian and Paleozoic magmatism in the Gharebagh intrusives, NW of Iran. Journal of Earth Sciences.

Bea, F., Mazhari, A., Montero, P., Amini, S. and Ghalamghash, J. (2011) zircon dating, Sr and Nd isotopes and element geochemistry of the Khalifan pluton, NW Iran: evidence for variscan magmatism in a supposedly Cimmerian superterrane. Journal of Asian Earth Sciences 44: 172-179.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210-265.

Fenner, C. N. (1913) The stability relations of the silica minerals. American Journal of Science 36: 334-384.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26: 683-693.

Hanchar, J. M., Hoskin, P. W. O. and Kinny, P. (2003) Atlas of zircon textures. Mineralogical Society of America 53: 468-500.

Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, 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.

Hunter, R. H. (1987) Textural equilibrium in layered igneous rocks. In: Origins of igneous layering (ed. Parsons, I.) 196: 473-504. Reidel, Dordrecht.

Mazhari, S. A., Bea, F., Amini, S., Ghalamghash, J., Molina, J. F., Montero, M. P., Scarrow, J. and Williams, I. S. (2009) The Eocene bimodal Piranshahr massif of the SSZ, NW Iran: a marker of the end of the collision in the Zagros orogen. Journal of the Geological Society 166: 53-69.

Mirmohammadi, M., Kananian, A. and Tarkian, M. (2007) The nature and origin of Fe-Ti-P-rich rocks in the Qareaghaj mafic-ultramafic intrusion, NW Iran. Mineralogy and Petrology 91:71-100.

Nabavi, M. H. (1977) The introduction of the geological of Iran. Geological Survey of Iran Publication, Tehran (in Persian).

Nicolas, A. (1992) Kinematics in magmatic rocks with special reference to gabbros. Journal of Petrology 33: 891-915.

Reynolds, I. M. (1985) Contrasted mineralogy and textural relationships in the uppermost titaniferous magnetite layers of the Bushveld complex in the Biektaal area north of Rustenburg. Economic Geology 80: 1027-1048.

Stampfli, G. M. and Borel, G. D. (2002) A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters 196: 17-33.

Stocklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229-1258.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313-345. Geological Society, London.

Thiele, O., Alavi, M., Assefi, R., Hushmandzadeh, A., Seyed-Emami, K. and Zahedi, M. (1968) Explanatory text of Golpaygan. Geological quadrangle map 1:250 000, No. E7, Geological Survey of Iran, Tehran.

Von Raumer, J. F., Stampfli, G. M. and Bussy, F. (2003) Gondwana-derived microcontinents-the constituents of the Variscan and Alpine collisional orogens. Tectonophysics 365: 7-22.