سن‌سنجی و ایزوتوپ Lu- Hf سنگ‏‌های مافیک- حدواسط جنوب‌باختری سلماس با تأکید بر خاستگاه آنها از مذاب‏‌های جوان نئوپروتروزوییک

نویسندگان

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

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه دامغان، دامغان، ایران

چکیده

توده‏‌های آذرین درونیِ دگرگون‌شدة مافیک- حدواسط جنوب‏‌باختری سلماس در شمال‏‌باختری ایران و در پهنه ساختاری سنندج- سیرجان هستند. این توده‏‌ها با ترکیب متاگابرو و متادیوریت در مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی دگرگون‌شده منسوب به پرکامبرین نفوذ کرده‏‌اند. سن‏‌سنجی کانی زیرکن به روش U-Pb در دو نمونه از سنگ‏‌های متاگابرویی، سن‌های 5/2±7/548 و 0/7±1/553 میلیون سال پیش و در نمونه‌ای از سنگ متادیوریتی نیز سن 5/6±542 میلیون سال پیش (نئوپروتروزوییک پایانی - کامبرین) را نشان می‏‌دهد. برپایه داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی، این سنگ‏‌ها از مذاب‏‌های وابسته به پهنه‌های فرورانش پدید آمده‏‌اند. مقدارهای (t)ԑHf در این سنگ‏‌ها از 2/6+ تا 16/14+ است. سن مدل هافنیم سنگ‏‌های مافیک- حدواسط جنوب‏‌باختری سلماس، مقدارهای 593 تا 1000میلیون سال پیش (نئوپروتروزوییک) را نشان می‏‌دهد. داده‌های سن‏‌سنجی و ایزوتوپ Hf نشان می‏‌دهند مجموعه نفوذی‏‌های دگرگون‌شده مافیک- حدواسط به سن نئوپروتروزوییک پایانی- کامبرین در شمال‏‌باختری ایران، به فرایند ماگمایی گسترش‌یافته (ماگماتیسم کادومین) در کناره شمالی گندوانا مرتبط است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochronology and Lu-Hf isotope of mafic-intermediate rocks from SW Salmas: implication for Neoproterozoic juvenile melts

نویسندگان [English]

  • Fahime kozekoulani 1
  • Mohammad Rahgoshay 1
  • Hadi Shafaii Moghadam 2
1 Department of geology, Factulaty of Earth sciences, University of Shahid Beheshti, Tehran,Iran
2 Department of geology, Factulaty of Earth sciences, University of Damghan, Damghan,Iran
چکیده [English]

The southwest Salmas metamorphosed mafic-intermediate intrusive rocks are located in Sanandaj-Sirjan zone in NW of Iran. The metamorphosed intrusives rocks comprise metagabbro and metadiorite that intruded the Precambrian metamorphosed volcanic-sedimentary rocks. U-Pb zircon dating of two samples of metagabbro rocks yielded age of Ca. 548/7±2/5 Ma to 553/1±7/0 Ma and one sample of metadiorite rock yielded age of 542±6/5 Ma (late Neoproterozoic-Cambrian). Based on the obtained geochemical results, these rocks were crystallized from subduction-related melts.The ɛHf(t) values of these rocks are variable from +6/2 to +14/16. Hf model ages of mafic-intermediate rocks from the SW Salmas show values of 593-1000 Ma (Neoproterozoic). U-Pb zircon dating and Hf isotope results indicate that late Neoproterozoic-Cambrian metamorphosed mafic-intermediate intrusive rocks in the northwest of Iran were related to widespread magmatism (Cadomian magmatism) along the northern margin of Gondwana.

کلیدواژه‌ها [English]

  • mafic- intermediate rocks
  • U-Pb geochronology
  • Hf model age
  • Cadomian magmatism
  • Gondwana
  • Salmas
  • Sanandaj- Sirjan zone

مقدمه

خشکی واحد پانگه‏‌آ نزدیک به 7/1 میلیارد سال پیش در پی نیروهای کششی و پیدایش شکافی بزرگ در آن، به دو ابرقاره گندوانا در جنوب و ابرقاره اوراسیا در شمال تقسیم شده و اقیانوس پروتوتتیس یا ایاپتوس (Iapetous) در میان آن دو پدیدار شده است (Termier and Termier, 1960). سرزمین ایران، همانند سرزمین‏‌های همسایه‏‌اش، در پرکامبرین و پالئوزوییک بخشی از ابرقاره گندوانا بوده‏‌ است (Stöcklin, 1968; Berberian and King, 1981; Bechennec et al., 1989). بازسازی جغرافیا و زمین‏‌ساخت دیرین برای مرز گندوانا نشان می‏‌دهد قطعه‌های پوسته‏‌ای سازنده خردقاره‏‌های ایران، در پی باز و بسته‏‌شدن اقیانوس‏‌های پالئوتتیس و نئوتتیس از حاشیه گندوانا جدا شده‌اند (Stampfli and Borel, 2002; Stampfli et al., 2001; Stampfli, 2000; Şengör and Natalʾin, 1996). در این بازسازی پالئوجغرافیایی و زمین‏‌ساختی، هنگام باز‏‌شدن اقیانوس پالئوتتیس، گروهی از قطعه‌های پوسته‏‌ای از مرز شمالی گندوانا جدا شده‌اند. سپس این قطعه‌های جداشده که پهنه سنندج- سیرجان، البرز، ایران مرکزی و بلوک لوت نیز بخشی از آنها به‌شمار می‌روند، در پی فرورانش و بسته‏‌شدن اقیانوس پالئوتتیس و به‌دنبال آن، باز‏‌شدن اقیانوس نئوتتیس در پایان تریاس به اوراسیا پیوسته‌اند (Şengör, 1987; Stampfli, 2000).

پهنه سنندج- سیرجان باریکه‏‌ای است به درازای 1500 کیلومتر و پهنای 150 تا 250 کیلومتر که از باختر دریاچه ارومیه آغاز می‏‌شود و در یک راستای شمال‏باختری- جنوب‏‌خاوری تا گسل میناب ادامه دارد (مانند: Aganabati، 2004). ویژگی‏‌های سنگی و ساختاری پهنه سنندج- سیرجان نشان‌دهندة یک گودی ژرف (Trough) و یا کافت درون قاره‏‌ای در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است (Stöcklin, 1968). ازاین‌رو، ویژگی‏‌های زمین‏‌شناختی آن با پهنه‏‌های کناری تفاوت آشکاری دارد. پهنه سنندج- سیرجان یک پهنه دگرگونی عمومی در رخساره شیست سبز تا آمفیبولیت است (Eftekharnejad, 1981). این پهنه دربردارندة مجموعه‏‌های آذرین درونی چندفازی است که سن‏‌سنجی‏‌های کمی، به‌ویژه در بخش شمالی آن، انجام شده است. توده‏‌های آذرین درونی شمال‏‌باختری این پهنه سنگ‏‌های کالک‌آلکالن هستند و نشان‌دهندة زمان مزوزوییک هستند؛ زیرا در این زمان نئوتتیس به‌سوی شمال‏‌باختری به زیر صفحه ایران فرورانده شده است (Ahmadi Khalaji, 2007). بخش چشمگیری از سنگ‏‌های دگرگونی، آتشفشانی و درونی پهنه سنندج- سیرجان دگرریخت شده‏‌اند (Mohajjel and Fergusson, 2000). توده‏‌های آذرین درونی فراوان و پراکنده‌ای در شمال‏‌باختری پهنه سنندج- سیرجان برونزد دارند که بررسی کمی روی آنها انجام شده است. توده‏‌های آذرین درونی دگرگون‌شدة مافیک- حدواسط جنوب‏‌باختری سلماس که در کرانة شمال‏باختری‏‌ این پهنه هستند، از توده‏‌های نفوذی هستند که تاکنون هیچ‏‌گونه بررسی روی آنها انجام نشده است. مجموعه نفوذی مافیک- حدواسط دگرگون‏‌شده جنوب‏‌باختری سلماس، با ترکیب متاگابرو- متادیوریت به سن نئوپروتروزوییک- کامبرین در شمال‏‌باختری ایران رخنمون دارند. بررسی این سنگ‏‌ها روند تکامل پهنه سنندج- سیرجان، در بخش شمال‏‌باختری آن، به‌ویژه در ارتباط با مسائل اساسی پی‏‌سنگ دگرگونی ایران را روشن می‌کند.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

توده‌‏‌های آذرین درونی دگرگون‌شده جنوب‏‌باختری سلماس، در شمال‏‌باختری ایران، در استان آذربایجان‏‌غربی هستند (شکل 1). این ناحیه از دیدگاه رده‌بندی‌های‌ ساختاری- رسوبی ایران (Stöcklin, 1968) بخشی از پهنه سنندج- سیرجان است. برخی دیگر از پژوهشگران (Nabavi, 1977)، برپایه ویژگی‌های ساختمانی و رخساره‏‌ای، این ناحیه را بخشی از پهنه خوی- مهاباد از پهنه البرز- آذربایجان دانسته‌اند. Alavi (1991)، بر پایه سری‏‌های ماگمایی، این ناحیه را بخشی از پهنه ماگمایی ارومیه- دختر و مجموعه ماگمایی البرز نامگذاری کرده است و مرز این دو مجموعه ماگمایی را زمین‌درز پدیدآمده از برخورد آنها می‏‌داند. برپایه بررسی‌های انجام‌شده روشن شد که این منطقه ویژگی‏‌های تنها یک پهنه زمین‏‌ساختی را نشان نمی‏‌دهد، بلکه با هر یک از پهنه‏‌های یادشده شباهت‏‌ها و تفاوت‏‌هایی دارد؛ اما برپایه بررسی‌هایی که Asadpour و همکاران (2014) به‌تازگی انجام داده‌اند، این گستره چه‌بسا بخشی از پهنه ساختاری سنندج- سیرجان است.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‏‌شناسی جنوب‏‌باختری سلماس در (با تغییراتی پس از: Khodabandeh و همکاران (1997) (نقشه ایران با تغییراتی پس از: Stöcklin، 1968)


 

 

منطقه بررسی‏‌شده، در کرانة شمال‏‌باختری پهنه سنندج- سیرجان جای گرفته است. از دیدگاه زمانی، سنگ‏‌های نئوپروتروزوییک- پرکامبرین تا عهد حاضر در آن دیده می‏‌شود. مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های دگرگون‏‌شده کهن که سن آنها به درستی شناخته نشده، در منطقه دیده می‌شوند. سازند کهر با همبری گسله روی مجموعه یادشده جای گرفته است (Khodabandeh et al.,1997). سازند کهر به سن نئوپروتروزوییک- پرکامبرین در جنوب‏‌باختری این توده‏‌های آذرین دیده می‏‌شوند. این سازند بیشتر دربردارندة اسلیت و شیل‏‌های فیلیتی است و در لابه‏‌لای آنها سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی به‌همراه لایه‏‌های نازک دولومیت و آهک‏‌ها با تبلوردوباره دیده‏‌ می‏‌شود. سازند کهر با سنگ‏‌های رسوبی کامبرین پوشیده شده است. سازند باروت (کامبرین؛ دربردارندة تناوبی از دولومیت و شیل)، سازند زاگون (کامبرین؛ ساخته‌شده از شیل قرمز) و سازند لالون (کامبرین؛ دربردارندة تناوبی از ماسه‏‌های قرمز رنگ با لایه‏‌هایی از شیل) به‌گونه ناپیوسته و همشیب روی سازند کهر جای گرفته‏‌اند و در بخش خاوری این توده‏‌های نفوذی برونزد دارند.

مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های ریولیت و ریوداسیت دگرگون‏‌شده با سن احتمالی پرکامبرین- پالئوزوییک، بیشتر در بخش شمال‏‌باختری منطقه دیده می‌شود و سازند کهر با همبری گسله روی آن جای گرفته است. همچنین، سنگ‌های گنیسی، به‌همراه سنگ‏‌های دگرگونی شیست و آمفیبولیت به سن پرکامبرین- پالئوزوییک، در بخش باختری منطقه دیده می‌شوند. این سنگ‌ها با همبری گسله روی رسوب‌های جوان‌تر کواترنری هستند. رسوب‌های عهد حاضر و همچنین، بازالت و الیوین‏‌بازالت‏‌ها به سن کواترنری، رخنمون چشمگیری در شمال منطقه دارند و با همبری گسله روی واحدهای کهن‏‌تر جای گرفته‏‌اند. واحد‏‌های میوسن در منطقه بیشتر دربردارندة کنگلومرا هستند. این سنگ‌ها به‌صورت پیشرونده در بخش‏‌های شمالی منطقه و بیشتر با دگرشیبی زاویه‏‌دار روی واحد‏‌های کهن‏‌تر را پوشانده‏‌اند (Khodabandeh et al.,1997) (شکل 1).

در جنوب‏‌باختری سلماس، مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی دگرگون‌شده در رخساره شیست سبز تا آمفیبولیت با سن نامشخص گسترش دارند که رسوب‌های کربناته پرمین با همبری گسله روی آنها جای گرفته‌اند. ازاین‌رو، سن آنها را پرکامبرین- پالئوزوییک می‌دانند. توده‏‌های آذرین درونی مافیک- حدواسط از توده‏‌های منطقه هستند که درون این مجموعه آتشفشانی- رسوبی دگرگون‌شده نفوذ کرده‏‌اند (شکل 2- A).

توده‏‌های نفوذی فلسیک با ترکیب متاگرانیت که بخش بزرگی از منطقه را دربر می‌گیرند و درون سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی دگرگون‏‌شده یادشده نفوذ کرده‏‌اند. برپایه سن‏‌سنجی‌های Kozekoulani و همکاران (2017)، این سنگ‌ها پی‏‌سنگ پایان نئوپروتروزوییک- آغاز کامبرین هستند. توده‏‌های نفوذی مافیک- حدواسط بیشتر ترکیب متاگابرو و متادیوریت دارند. این توده‏‌ها بیشتر به رنگ سبز تا تیره دیده می‏‌شوند. این سنگ‏‌ها بیشتر به‏‌صورت توده‏‌ای دیده می‌شوند و ساخت مشخصی ندارند. رگه‏‌های سیلیسی درون این سنگ‏‌ها نفوذ کرده‏‌اند. نفوذ این رگه‏‌ها و سازوکار گسل‏‌ها، سنگ‏‌های یادشده را خرد و تکتونیزه کرده است (شکل 2- B).


 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از سنگ‏‌های مافیک- حدواسط جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی). A) توده‏‌های آذرین مافیک- حدواسط دگرگون‌شده جنوب‏‌باختری سلماس که در سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی نفوذ کرده‏‌اند؛ B) سنگ‏‌های مافیک- حدواسط که بیشتر تکتونیزه هستند

 

 

روش انجام پژوهش

نمونه‏‌برداری از سنگ‏‌های جنوب‏‌باختری سلماس، به‏‌صورت سامان‏‌مند از بخش‏‌های گوناگون آن انجام شد. در این بررسی تلاش شده است با به‌کارگیری سن‏‌سنجی، به روش U-Pb، روی کانی زیرکن و بررسی ایزوتوپ هافنیم و همچنین، بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی، سنگ‏‌های جنوب‏‌باختری سلماس بررسی و سرشت ماگمایی آنها شناخته شود. ازاین‌رو، شمار 3 نمونه از سنگ‏‌های مافیک- حدواسط برای سن‌سنحی کانی زیرکن به روش U-Pb برگزیده شدند. این نمونه‏‌ها نخست با آب و اسیدکلریدریک شسته و با برس کاملاً تمیز شدند. سپس نمونه‏‌ها با دستگاه سنگ‏‌شکن خرد شدند. در این مرحله تلاش شد نمونه‏‌ها بیش از اندازه خرد نشوند تا بلورهای زیرکن سالم و شکل‏‌دار به‌دست آیند. سپس با دستگاه ماگنت‏‌گیر جدایش بلورها انجام شد. در این مرحله کانی‏‌های با ویژگی مغناطیسی (مانند: آمفیبول، پیروکسن و بیوتیت) از دیگر کانی‏‌ها جدا شدند. آنگاه برای جدایش کانی زیرکن از دیگر کانی‏‌های غیرمغناطیسی، مایع‌ سنگین برموفرم به‌کار برده شد. در این روش، زیرکن به‌علت چگالی بالایی که دارد، از دیگر کانی‏‌ها جدا شد. در مرحله پایانی با به‌کارگیری میکروسکوپ بینوکولار، زیرکن‏‌ها به‏‌صورت دستی جدا شدند و زیرکن‏‌های جدا‌شده به دانشگاه Macquarie استرالیا فرستاده شدند. در آزمایشگاه، برای شناسایی بلورهای زیرکن، برپایه تصویرهای کاتادولومینسانس (CL)، دانه‏‌های زیرکن به روش LA- ICPMS سن‏‌سنجی شدند. اندازه‏‌گیری ایزوتوپ Hf روی کانی زیرکن، به روش LA-ICPMS در دانشگاه Macquarie استرالیا انجام شد. نزدیک به 10 نمونه از سنگ‏‌ها برای انجام تجزیه XRF برای عنصرهای اصلی برگزیده شدند. تجزیه XRF با دستگاه Philips Xʾ Uniques Fluoresensce Spectrometer در دانشگاه Macquarie استرالیا انجام شد. شمار10 نمونة برای تجزیه عنصرهای کمیاب و خاکی نادر به روش ICP-MS برگزیده شدند. تجزیه مربوطه در آزمایشگاه ACME انجام شد. ازآنجایی‌که تا زمان چاپ این پژوهش، سن‏‌یابی و بررسی‌های ایزوتوپی Hf روی سنگ‏‌های جنوب‏‌باختری سلماس انجام نشده است، در این بررسی تلاش شد برپایه بررسی‌های زمین‌شیمایی، سن‏‌سنجی U-Pb روی کانی زیرکن و ایزوتوپ Hf زیرکن، به بررسی سن و سرشت ماگمایی توده‏‌های آذرین درونی دگرگون‌شده جنوب‏‌باختری سلماس پرداخته شود.

 

سنگ‌نگاری

سنگ‏‌های مافیک منطقه ترکیب متاگابرو دارند. این سنگ‏‌ها بافت آذرین خود را حفظ کرده‏‌اند. گردهمایی کانیایی آنها دربردارندة پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و اکسیدهای آهن است. کلینوپیروکسن‏‌ها 25 تا 30 درصد از حجم سنگ را در بر گرفته‌اند و بیشترشان با اورالیت جایگزین شده‏‌اند. گاه این بلورها با آمفیبول‏‌های رشته‏‌ای اکتینولیت نیز جایگزین شده‏‌اند که این پدیده نشانه‏‌ای از دگرگونی پسرونده در این سنگ‏‌هاست (شکل 3- A).

پلاژیوکلازها که 50 درصد حجمی سنگ را می‌سازند،‌ بیشتر سوسوریتی شده‏‌اند و در پی این فرایند، کانی‏‌های گروه اپیدوت پدید آمده‌اند. اکسیدهای آهن در این سنگ‏‌ها به‏‌صورت اولیه دیده می‌شود. همچنین، برخی اکسیدهای آهن پیامد دگرسانی پیروکسن‏‌ها هستند و نزدیک به 5 درصد حجمی سنگ را در بر می‌گیرند. دگرسان‏‌شدن پلاژیوکلازها به سوسوریت و کانی پیروکسن به آمفیبول و اپیدوت و پیدایش آمفیبول رشته‏‌ایِ اکتینولیت در متاگابروها، نشانه‌هایی از دگرگونی این سنگ‏‌ها در رخساره شیست‏‌سبز هستند. این دسته از سنگ‏‌ها میلونیتی‌شده هستند (شکل 3- B). در نمونه‏‌هایی این میلونیتی‏‌شدن ضعیف بوده و در برخی نمونه‏‌ها شدید است. این ویژگی‌ چه‌بسا پیامد رفتار گسل‏‌ها در منطقه باشد. بافت بیشتر این دسته از سنگ‏‌ها گرانوبلاستیک و میلونیتی است.

سنگ‏‌های حدواسط ترکیب متادیوریت دارند. این دسته از سنگ‏‌ها در برابر متاگابروها فراوانی کمتری دارند. کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز ، کوارتز، هورنبلند و اکسیدهای آهن از کانی‏‌های سازنده این سنگ‏‌ها هستند. این دسته از سنگ‏‌ها نیز همانند متاگابروها میلونیتی هستند (شکل 3- C) و بافت آذرین خود را حفظ کرده‏‌اند.

پلاژیوکلازها که به‏‌صورت نیمه‌شکل‏‌دار تا بی‌شکل دیده می‌شوند، نزدیک به 50 درصد حجمی سنگ را در بر گرفته‌اند و بیشتر سوسوریتی شده‏‌اند؛‌ازاین‌رو، کانی‏‌های گروه اپیدوت در سنگ پدید آمده‌اند. کلینوپیروکسن‏‌ها با فراوانیِ 20 درصد حجمی سنگ، به‏‌صورت بی‏‌شکل دیده می‏‌شوند و بیشترشان اورالیتی شده‌اند؛‌ ازاین‌رو، نمونه‏‌ها به رنگ سبز دیده می‌شوند. کوارتز و هورنبلند از کانی‏‌های دیگر این دسته از سنگ‏‌ها هستند. این کانی‌ها فراوانی کمی دارند (5 درصد حجمی). بافت این سنگ‏‌ها گرانوبلاستیک و میلونیتی است. این سنگ‏‌ها نیز همانند متاگابروها، دچار دگرگونی درجه پایین در رخساره شیست‏‌سبز شده‏‌اند. جایگزین‌شدن پیروکسن‏‌ها با آمفیبول نوع اورالیت و اپیدوتی‏‌شدن آنها، همچنین، سوسوریتی‏‌شدن پلاژیوکلازها و پیدایش اپیدوت، زوییزیت، کلریت و کلیست از نشانه‌های آن هستند. این کانی‌ها در رگه‏‌های زوییزیت و اپیدوتی در بخش‏‌های گوناگون سنگ متبلور شده‏‌اند.

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (تصویر XPL) از سنگ‏‌های مافیک- حدواسط جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی). A) اکتینولیت پدیدآمده از دگرسانی پیروکسن در سنگ‏‌های متاگابرویی؛ B) بافت میلونیتی در سنگ‏‌های متاگابرویی؛ C) بافت میلونیتی متادیوریت‏‌ها (نام‌ اختصاری کانی‏‌ها از: Kertz، 1983؛ اکتینولیت: Act؛ پلاژیوکلاز: Pl؛ کلینوپیروکسن: Cpx؛ کوارتز: Qtz)

 

 

زمین‌شیمی

زمین‌شیمی سنگ کل

داده‌های تجزیه سنگ کل سنگ‏‌های مافیک- حدواسط جنوب‏‌باختری سلماس در جدول 1 آورده شد‌ه‌اند. ازآنجایی‌که سنگ‏‌های بررسی‏‌شده بخشی از سنگ‏‌های کهن هستند، پس کاربرد شیمی عنصرهای اصلی چندان سودمند نخواهد بود و باید با احتیاط به‌کار برده شوند؛ ازاین‌رو، برای نتیجه‏‌گیری بهتر تلاش شد از شیمی عنصرهای فرعی در این گروه از سنگ‏‌ها بهره برده شود.

نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDounogh, 1989) در شکل 4- A نشان داده شده است. در این نمودار غنی‏‌شدگی از عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) دیده می‌شود. در نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDounogh, 1989)، غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE در برابر HFSE، همراه با آنومالی منفی عنصرهای Nb، Ta، Hf و Zr و آنومالی مثبت عنصرهای Ba، Th، K، Rb و Sr دیده می‌شود (شکل 4- B). در نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1982) (شکل4- C)، نمونه‏‌ها، مقدار Th/Yb بالایی دارند و در پهنه‌ای وابسته به فرورانش (و یا با دخالت بخش پوسته‏‌ای) پدید آمده‏‌اند.


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه زمین‏‌شیمیایی سنگ کل به روش XRF (عنصرهای اصلی بر پایه درصد وزنی) و روش ICP- MS (عنصرهای فرعی برپایه ppm) برای مافیک- حدواسط جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی)

Sample No.

SL- 13- 2

SL- 13- 5

SL- 13- 32

SL- 13- 15

SL- 13- 17

SL- 13- 20

SL- 13- 21

SL- 13- 22

SL- 13- 23

SL- 13- 24

SiO2

52.08

47.86

46.01

47.10

42.74

48.93

49.59

52.35

51.05

50.77

TiO2

0.46

0.20

1.47

0.49

5.14

1.07

0.80

0.08

0.30

0.42

Al2O3

11.32

18.54

14.82

15.50

13.42

16.65

19.84

29.15

29.08

25.26

Fe2O3

7.93

7.24

9.35

11.28

15.76

10.06

6.05

0.56

1.12

3.84

Cr2O3

0.121

0.031

0.069

0.067

0.038

0.041

0.017

<0.002

<0.002

0.003

MgO

12.85

8.53

9.95

10.08

8.39

7.14

5.32

0.21

0.30

2.58

MnO

0.14

0.12

0.15

0.18

0.21

0.15

0.09

<0.01

0.01

0.04

CaO

10.60

12.68

11.35

10.39

10.53

10.80

13.95

12.06

12.29

12.41

Na2O

2.13

1.36

3.69

2.00

1.92

2.60

2.83

4.39

4.36

3.52

K2O

0.53

0.14

1.62

0.18

0.23

0.56

0.23

0.36

0.15

0.20

P2O5

0.06

<0.01

0.72

0.01

<0.01

0.12

<0.01

0.01

<0.01

<0.01

Total

99.72

99.80

99.60

99.75

99.70

99.78

99.81

99.89

99.89

99.86

LOI

1.5

1.2

1.40

2.5

1.3

1.6

1.1

0.7

1.2

0.8

Ba

90

54

797

50

62

230

101

145

105

93

Be

1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

Co

41.9

32.0

41.7

47.2

54.3

34.1

23.2

2.0

5.1

13.6

Ni

236

50

186

178

72

63

81

<20

25

34

Sc

33

32

25

33

49

36

40

<1

<1

18

Cs

0.5

0.1

1.1

0.2

<0.1

<0.1

0.2

<0.1

<0.1

<0.1

Ga

10.5

14.6

14.8

14.2

16.4

16.5

15.1

17.8

17.8

17.0

Hf

1.9

0.4

4.1

0.4

1.3

2.9

1.1

<0.1

<0.1

0.7

Nb

3.3

0.2

27.1

0.5

8.2

5.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Rb

11.2

2.8

44.2

1.5

1.1

6.5

1.6

3.4

1.0

0.6

Sn

<1

<1

1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

Sr

128.9

233.1

1036.2

268.2

309.4

240.7

557.7

896.2

912.6

719.4

Ta

0.3

0.1

1.5

0.1

0.7

0.3

0.1

0.1

0.1

0.1

Th

2.0

0.2

11.6

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

U

0.8

0.1

2.6

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

V

179

137

193

150

606

219

176

12

38

80

W

0.9

1.3

1.8

<0.5

<0.5

<0.5

0.8

1.2

1.1

0.6

Zr

63.5

11.5

175.3

13.9

39.9

98.9

26.4

1.0

2.5

21.6

Y

16.3

9.6

26.4

9.2

12.9

35.9

13.1

0.5

1.1

6.2

La

6.9

4.3

59.0

1.9

2.2

7.5

2.4

3.1

2.3

2.1

Ce

15.5

8.6

115.3

4.3

6.0

21.2

5.9

5.0

4.4

5.0

Pr

2.01

1.04

12.75

0.65

0.99

3.41

1.10

0.53

0.51

0.75

Nd

8.6

4.4

47.4

3.5

5.8

16.8

6.2

1.9

2.1

4.3

Sm

2.15

1.16

7.81

1.15

1.95

4.86

2.13

0.29

0.36

1.19

Eu

0.59

0.53

2.14

0.84

1.00

1.59

1.12

0.67

0.80

0.92

Gd

2.59

1.50

6.75

1.60

2.61

6.12

2.77

0.23

0.34

1.58

Tb

0.42

0.24

0.86

0.26

0.38

0.98

0.41

0.02

0.03

0.21

Dy

2.87

1.71

5.09

1.74

2.57

6.60

2.64

0.16

0.18

1.39

Ho

0.59

0.35

0.89

0.34

0.49

1.32

0.48

<0.02

0.03

0.25

Er

1.72

1.06

2.73

0.94

1.34

3.79

1.29

0.05

0.07

0.63

Tm

0.25

0.16

0.36

0.15

0.18

0.54

0.17

<0.01

<0.01

0.09

Yb

1.69

1.03

2.18

0.84

1.13

3.38

0.99

0.05

0.08

0.53

Lu

0.26

0.16

0.34

0.13

0.15

0.54

0.14

<0.01

0.01

0.08

 


 

 

زمین‌شیمی U-Pb زیرکن

شمار 2 نمونه از سنگ‏‌های متاگابرویی و یک نمونه از سنگ‏‌های متادیوریتی جنوب‏‌باختری سلماس برای سن‏‌سنجی برگزیده شدند. سن‏‌سنجی در بخش حاشیه و مرکزی بلورهای زیرکن انجام شد. تصویرهای کاتدولومینسانس (CL) در شکل 5 نشان داده شده‌اند. گزیده‌ای از داده‌های سن‌سنجی U-Pb در جدول 2 دیده می‌شود.

نمونه Sl- 14- 14 (متاگابرو): زیرکن این نمونه به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار و منشورهای کوتاه و کشیده دیده می‏‌شوند. منطقه‏‌بندی نوسانی که از ویژگی زیرکن‏‌های پدیدآمده از تبلورماگمایی است (Wu et al., 2007؛ Zhai et al., 2007, 2009؛ Buick et al., 2008)، در بیشتر زیرکن‏‌های این نمونه دیده می‌شود (شکل 5). در این زیرکن‏‌ها، اورانیم (U) برابر با ppm 125 تا 888 و توریم (Th) برابر با ppm 77 تا 1053 است. مقدار Th/U زیرکن‏‌ها از 26/0تا 29/1 است. مقدار 206Pb/238U زیرکن‏‌ها از 535 تا 911 میلیون سال پیش است. سن به‏‌دست‌آمده برای زیرکن Ma 1/3±5/546 است (شکل 6- A).

 

 

 

شکل 4- سنگ‏‌های مافیک- حدواسط جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی) در: A) نمودارعنکبوتی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDounogh, 1989)؛ B) نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDounogh, 1989)؛ C) نمودارTh/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1982)

 


جدول 2- گزیده‌‏‌ای از داده‌های سن‏‌سنجی به روش U-Pb برای کانی زیرکن در نمونه‌های جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی)

spot

U(ppm)

Th(ppm)

Th/U

207Pb/206PB

±s%

207Pb/235U

±s%

206Pb/238U

±s%

207Pb/235U(Ma)

±s%

206Pb/238U(Ma)

SL14- 14- 01

448

386

0.86

0.05981

0.00046

0.735

0.005

0.08907

0.00041

559

6

550

SL14- 14- 02

125

102

0.82

0.05850

0.00139

0.712

0.016

0.08829

0.00052

546

20

545

SL14- 14- 03

400

281

0.70

0.05883

0.00047

0.720

0.005

0.08872

0.00041

550

6

548

SL14- 14- 04

760

906

1.19

0.05905

0.00041

0.736

0.004

0.09042

0.00039

560

6

558

SL14- 14- 05

155

77

0.50

0.05813

0.00055

0.719

0.006

0.08968

0.00044

550

8

554

SL14- 14- 06

376

248

0.66

0.05887

0.00044

0.727

0.005

0.08958

0.00040

555

6

553

SL14- 14- 07

397

335

0.84

0.05862

0.00049

0.729

0.006

0.09026

0.00043

556

6

557

SL14- 14- 08

170

99

0.58

0.06045

0.00099

0.749

0.012

0.08987

0.00059

568

14

555

SL14- 14- 09

70

58

0.83

0.05813

0.00090

0.736

0.011

0.09186

0.00057

560

12

567

SL14- 14- 10

870

687

0.79

0.05893

0.00042

0.722

0.005

0.08887

0.00039

552

6

549

SL14- 14- 11

278

72

0.26

0.07012

0.00057

1.467

0.011

0.15172

0.00076

917

10

911

SL14- 14- 12

888

1053

1.19

0.05881

0.00038

0.701

0.004

0.08647

0.00038

539

4

535

SL14- 15- 01

83

58

0.69

0.05937

0.00060

0.746

0.007

0.09109

0.00049

566

8

562

SL14- 15- 02

283

279

0.99

0.05840

0.00047

0.698

0.005

0.08670

0.00045

538

6

536

SL14- 15- 03

191

164

0.86

0.05901

0.00044

0.717

0.005

0.08812

0.00043

549

6

544

SL14- 15- 04

81

52

0.64

0.05972

0.00062

0.701

0.007

0.08513

0.00048

539

8

527

SL14- 15- 05

209

196

0.94

0.05910

0.00096

0.675

0.010

0.08279

0.00044

524

12

513

SL14- 15- 06

272

312

1.15

0.07360

0.00066

0.831

0.007

0.08189

0.00044

614

8

507

SL14- 15- 07

303

344

1.13

0.06052

0.00061

0.688

0.007

0.08240

0.00047

531

8

510

SL14- 15- 08

161

149

0.93

0.05917

0.00057

0.675

0.006

0.08280

0.00043

524

8

513

SL14- 15- 09

342

412

1.20

0.05897

0.00046

0.671

0.005

0.08255

0.00040

521

6

511

SL14- 15- 10

123

118

0.96

0.05838

0.00088

0.674

0.010

0.08374

0.00057

523

12

518

SL14- 15- 11

326

437

1.34

0.05910

0.00041

0.723

0.005

0.08871

0.00044

552

6

548

SL14- 15- 12

226

243

1.08

0.06131

0.00122

0.738

0.014

0.08726

0.00053

561

16

539

SL14- 19B- 01

152

169

1.11

0.06071

0.00069

0.737

0.008

0.08809

0.00044

561

8

544

SL14- 19B- 02

178

124

0.69

0.05191

0.00111

0.168

0.003

0.02351

0.00017

158

6

150

SL14- 19B- 03

145

168

1.16

0.06133

0.00063

0.742

0.007

0.08772

0.00041

563

8

542

SL14- 19B- 04

148

161

1.09

0.05859

0.00063

0.711

0.007

0.08803

0.00042

545

8

544

SL14- 19B- 05

357

511

1.43

0.05891

0.00041

0.712

0.004

0.08763

0.00036

546

6

542

SL14- 19B- 07

177

194

1.10

0.05923

0.00051

0.717

0.005

0.08784

0.00038

549

6

543

SL14- 19B- 08

331

250

0.76

0.05854

0.00047

0.710

0.005

0.08797

0.00039

545

6

544

SL14- 19B- 09

275

256

0.93

0.05918

0.00051

0.713

0.006

0.08737

0.00040

546

6

540

SL14- 19B- 10

205

171

0.83

0.06291

0.00055

0.762

0.006

0.08789

0.00039

575

6

543

SL14- 19B- 11

156

112

0.72

0.05874

0.00054

0.726

0.006

0.08961

0.00040

554

6

553

SL14- 19B- 12

421

439

1.04

0.05872

0.00053

0.712

0.006

0.08790

0.00042

546

8

543

SL14- 19B- 13

457

398

0.87

0.06096

0.00058

0.728

0.006

0.08667

0.00043

556

8

536

SL14- 19B- 14

366

443

1.21

0.06041

0.00044

0.731

0.005

0.08778

0.00037

557

6

542

SL14- 19B- 15

130

108

0.83

0.05831

0.00054

0.711

0.006

0.08847

0.00040

545

8

546

SL14- 19B- 16

291

391

1.34

0.05874

0.00056

0.714

0.006

0.08815

0.00040

547

8

545

 

 

شکل 5- تصویرهای کاتدولومینسانس نمونه‏‌هایی از زیرکن‏‌های سن‏‌سنجی‌شده در سنگ‌های جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی)


 


نمونه Sl-14-15 (متاگابرو): زیرکن این نمونه به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار و منشورهای کوتاه دیده می‏‌شود. منطقه‏‌بندی نوسانی در بیشتر زیرکن‏‌های این نمونه دیده می‌شود (شکل 5). در این زیرکن‏‌ها، U برابر با ppm 64 تا 370 و Th برابر با ppm 45 تا 511 است. مقدار Th/U زیرکن‏‌ها از 64/0تا 67/1 است. مقدار 206Pb/238U زیرکن‏‌ها از 507 تا 628 میلیون سال پیش است. سن به‏‌دست آمده برای زیرکن Ma 0/7±1/553 است (شکل 6- B).

 

 

 

شکل 6- داده‌های سن‌سنجی سنگ‌های جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی) در: A) نمودار Terra-Wesserberg (دست راست) و میانگین سن محاسبه شده (شکل دست چپ) روی کانی زیرکن در نمونه متاگابرویی؛ B) نمودار  Terra-Wesserberg (دست راست) و میانگین سن محاسبه شده (شکل دست چپ) روی کانی زیرکن نمونه متاگابرویی؛ C) نمودار Terra-Wesserberg (دست راست) و میانگین سن محاسبه شده (شکل دست چپ) روی کانی زیرکن نمونه متادیوریتی


 

 

نمونه Sl-14-19 (متادیوریت): زیرکن این نمونه به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار و منشورهای کوتاه دیده می‏‌شود. منطقه‏‌بندی نوسانی در بیشتر زیرکن‏‌های این نمونه دیده می‌شود (شکل 5). در این زیرکن‏‌ها، U برابر با ppm 101 تا 590 و Th برابر با ppm 108 تا 736 است. مقدار Th/U زیرکن‏‌ها از 69/0تا 69/1 است. مقدار 206Pb/238U زیرکن‏‌ها نیز از 540 تا 563 میلیون سال پیش است. سن به‏‌دست آمده برای زیرکن Ma 5/6±542 است (شکل 6- C). در این نمونه، برخی نقاط تجزیه‌شده‌ای در راست منحنی کنکوردیا (concordia) جای گرفته‏‌اند و این پدیده نشان‌دهندة دارابودن سرب عادی و یا ازدست‌دادن سرب است.

 

زمین‌شیمی ایزوتوپ Hf زیرکن

شمار 2 نمونه از سنگ‏‌های متاگابرویی و یک نمونه از سنگ‏‌های متادیوریتی برای بررسی ایزوتوپ Hf در کانی زیرکن برگزیده شدند. گزیده‌ای از داده‏‌های ایزوتوپی Lu-Hf برای نمونه سنگ‏‌های مافیک- حدواسط جنوب‏‌باختری سلماس در جدول 3 آورده شده است.

 

 

جدول 3- گزیده‌ای از داده‌های ایزوتوپ Hf سنگ‌های جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی)

Sample No.

 Age(Ma)

176Yb/177Hf

176Lu/177Hf

176Hf/177Hf

(176Hf/177Hf)i

εHf(t)

TDM

TNCC

TDM2

SL14- 14- 01

550.00

2.00

0.045

0.001

0.00105

0.00003

0.282621

0.000021

0.282610

6.40

1.03

1331

1056

992

SL14- 14- 02

545.00

3.00

0.075

0.003

0.00197

0.00009

0.282668

0.000015

0.282648

7.62

1.03

1218

935

925

SL14- 14- 03

548.00

2.00

0.062

0.002

0.00148

0.00004

0.282626

0.000014

0.282611

6.38

1.03

1332

1057

991

SL14- 14- 04

558.00

2.00

0.028

0.002

0.00069

0.00003

0.282607

0.000021

0.282600

6.21

1.03

1354

1080

1008

SL14- 14- 05

554.00

3.00

0.024

0.002

0.00057

0.00004

0.282625

0.000018

0.282619

6.81

1.03

1298

1020

974

SL14- 14- 06

553.00

2.00

0.038

0.000

0.00094

0.00000

0.282657

0.000019

0.282647

7.78

1.03

1209

926

924

SL14- 14- 07

557.00

3.00

0.060

0.003

0.00146

0.00009

0.282647

0.000019

0.282632

7.32

1.03

1253

973

951

SL14- 14- 08

555.00

3.00

0.043

0.002

0.00108

0.00003

0.282644

0.000010

0.282633

7.31

1.03

1253

972

949

SL14- 14- 09

567.00

3.00

0.055

0.001

0.00132

0.00002

0.282626

0.000012

0.282612

6.84

1.03

1303

1026

983

SL14- 14- 10

549.00

2.00

0.091

0.002

0.00223

0.00006

0.282691

0.000012

0.282668

8.43

1.03

1148

861

887

SL14- 14- 11

911.00

4.00

0.047

0.001

0.00104

0.00003

0.282104

0.000012

0.282086

- 4.12

1.04

2509

2311

1818

SL14- 14- 12

535.00

2.00

0.066

0.003

0.00177

0.00011

0.282757

0.000028

0.282739

10.64

1.03

939

637

763

SL14- 15- 01

562.00

3.00

0.048

0.001

0.00149

0.00002

0.282703

0.000018

0.282687

9.40

1.03

1069

776

848

SL14- 15- 02

536.00

3.00

0.143

0.002

0.00410

0.00004

0.283040

0.000020

0.282999

19.85

1.03

98

- 261

290

SL14- 15- 03

544.00

3.00

0.082

0.000

0.00197

0.00002

0.282730

0.000018

0.282710

9.80

1.03

1021

725

813

SL14- 15- 04

527.00

3.00

0.045

0.000

0.00155

0.00001

0.282754

0.000030

0.282739

10.44

1.03

951

650

766

SL14- 15- 05

513.00

3.00

0.053

0.001

0.00127

0.00004

0.282737

0.000019

0.282725

9.64

1.03

1014

718

796

SL14- 15- 06

507.00

3.00

0.134

0.002

0.00331

0.00007

0.282822

0.000015

0.282790

11.83

1.03

811

501

679

SL14- 15- 07

510.00

3.00

0.094

0.000

0.00218

0.00002

0.282742

0.000015

0.282721

9.45

1.03

1030

734

803

SL14- 15- 08

513.00

3.00

0.112

0.001

0.00260

0.00001

0.282760

0.000015

0.282735

10.00

1.03

982

683

778

SL14- 15- 09

511.00

2.00

0.125

0.008

0.00283

0.00019

0.282821

0.000018

0.282794

12.04

1.03

795

484

671

SL14- 15- 10

518.00

3.00

0.072

0.010

0.00186

0.00024

0.282694

0.000023

0.282676

8.02

1.04

1164

877

883

SL14- 15- 11

548.00

3.00

0.103

0.000

0.00240

0.00002

0.282780

0.000012

0.282755

11.50

1.03

870

563

729

SL14- 15- 12

539.00

3.00

0.099

0.001

0.00245

0.00000

0.282861

0.000017

0.282836

14.16

1.03

621

298

585

SL14- 19B- 01

544.00

3.00

0.129

0.005

0.00290

0.00009

0.282744

0.000019

0.282714

9.96

1.03

1006

709

805

SL14- 19B- 02

150.00

1.00

0.054

0.001

0.00136

0.00004

0.282904

0.000015

0.282900

7.83

1.03

933

631

593

SL14- 19B- 03

542.00

2.00

0.115

0.003

0.00275

0.00007

0.282792

0.000013

0.282764

11.67

1.03

850

542

716

SL14- 19B- 04

544.00

2.00

0.084

0.001

0.00194

0.00003

0.282761

0.000019

0.282741

10.91

1.03

920

617

756

SL14- 19B- 05

542.00

2.00

0.095

0.001

0.00216

0.00000

0.282732

0.000020

0.282710

9.76

1.03

1023

727

814

SL14- 19B- 06

548.00

3.00

0.058

0.001

0.00134

0.00001

0.282732

0.000011

0.282718

10.18

1.03

989

691

797

SL14- 19B- 07

543.00

2.00

0.197

0.002

0.00422

0.00003

0.282847

0.000017

0.282804

13.11

1.03

720

403

642

SL14- 19B- 08

544.00

2.00

0.066

0.000

0.00194

0.00002

0.282802

0.000013

0.282782

12.36

1.03

788

477

682

SL14- 19B- 09

540.00

2.00

0.062

0.003

0.00140

0.00005

0.282714

0.000013

0.282700

9.36

1.03

1058

765

833

SL14- 19B- 10

543.00

2.00

0.058

0.002

0.00144

0.00002

0.282755

0.000014

0.282740

10.86

1.03

924

622

758

SL14- 19B- 11

553.00

2.00

0.069

0.000

0.00160

0.00001

0.282768

0.000016

0.282751

11.47

1.03

876

570

735

SL14- 19B- 12

543.00

2.00

0.118

0.002

0.00270

0.00006

0.282859

0.000021

0.282832

14.08

1.03

631

309

593

SL14- 19B- 13

536.00

3.00

0.077

0.000

0.00177

0.00000

0.282719

0.000013

0.282701

9.32

1.03

1059

766

831

 


 

 

نسبت ایزوتوپ اولیه Hf (initial(176Hf/177Hf)) برای نمونه‏‌ها از 282992/0 تا 282086/0 است. زیرکن این نمونه‏‌ها، مقدار (t)ԑHf مثبت (16/14تا2/6؛ شکل7) را نشان می‏‌دهد. نمودار هیستوگرام (t)ԑHf نیز مقدار میانگین 05/10 را نشان می‏‌دهد (شکل 8A- ). سن مدل هافنیم (TDM2) مقدار Ma 593 تا 1008 را نشان می‏‌دهد. نمودار هیستوگرام برای سن مدل هافنیم توزیع نرمال دارد و مقدار میانگین 803 میلیون سال پیش (نئوپروتروزوییک) را نشان می‏‌دهد (شکل 8- B).

 

بحث

در جنوب‏‌باختری سلماس، داده‌های به‏‌دست‌آمده از سن‏‌سنجی به روش U-Pb روی کانی زیرکن و نیز ایزوتوپ Hf، ویژگی‌های خاستگاه و پهنه پیدایش سنگ‏‌های منطقه را به‌خوبی نشان می‏‌دهند. این داده‌ها تااندازه‌ای چگونگی پیدایش و خاستگاه سنگ‏‌ها در این بخش از پهنه سنندج- سیرجان را نشان می‌دهند. سن‏‌سنجی مجموعه نفوذی‏‌های دگرگون‌شدة مافیک- حدواسط ، دامنه سنی 5/6±542 تا 0/7±1/553 میلیون سال پیش (پایان نئوپروتروزوییک- آغاز کامبرین) را نشان می‏‌دهد. سنگ‏‌هایی با سن پایان نئوپروتروزوییک- کامبرین (پی‏‌سنگ کادومین) در بخش‏‌های گوناگونی از ایران گسترش دارند؛‌ مانند: تکاب- زنجان (Hassanzadeh et al., 2008)، سورسات (Jamshidi Badr et al., 2013)، خوی (Azizi et al., 2011) در شمال‏‌باختری ایران، در ناحیه بیارجمند- ترود و نزدیک کاشمر در شمال‏‌خاوری ایران (Shafaii Moghadam et al., 2013; Balaghi Einalou et al., 2014)، توده نفوذی لاهیجان در پهنه البرز و گلپایگان در پهنه سنندج- سیرجان (Hassanzadeh et al., 2008؛Nutman et al., 2014 )، گل‏‌گهر سیرجان (Safarzadeh et al., 2016)، ناحیه ساغند- چاپدونی در ایران مرکزی (Ramazani and Tucker, 2003; Verdel et al., 2007). با توجه به داده‌های سنی به‏‌دست‌آمده از سنگ‏‌های مافیک- حدواسط جنوب‏‌باختری سلماس، می‏‌توان دریافت که فرایند‏‌های ماگمایی کادومین در این بخش از ایران نیز گسترش داشته‌اند.

در سنگ‏‌های مافیک- حدواسط جنوب‏‌باختری سلماس، مقدار (t)ԑHf مثبت بوده و برابر 16/14تا2/6 است. مقدار میانگین (t)ԑHf  برابر با 05/10 است (شکل 8- B). مقدار مثبت (t)ԑHf نشان می‌دهد نمونه‏‌ها در هنگام پیدایش ماگمایی خود، خاستگاه گوشته‏‌ای تهی‏‌شده (Juvenile) داشته‌اند. مقدار (t)ԑHf نمونه‏‌ها کمتر از مقدار (t)ԑHf پیش‏‌بینی‌شده برای گوشته تهی‌شده در نزدیک به 600 میلیون سال پیش است (نزدیک به 15؛‌ شکل 7؛ ‌Dhuime و همکاران،‌2011). این نکته با برخاستن ماگمای سازندة نمونه‏‌ها، به‌طور مستقیم از گوشته اولیه و تهی‏‌شده همخوانی ندارد. همان‌گونه‌که در شکل 7 دیده می‌شود، نمونه‏‌های مافیک- حدواسط در برابر سنگ‏‌های فلسیک (متاگرانیتی) جنوب‏‌باختری سلماس (Kozekoulani et al., 2017)، مقدار (t)ԑHf بالاتری دارند؛‌ ازاین‌رو، در برابر نمونه‏‌های فلسیک، سنگ‏‌های مافیک- حدواسط از مذاب‏‌های جوان و اولیه‌ (Juvenile melts) خاستگاه گرفته‏‌اند.

 

 

شکل 7- نمودار U-Pb age(Ma) در برابر (t)ԑHf برای‏‌ سنگ‏‌های جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی) (داده‏‌های متاگرانیت سلماس از Kozekoulani و همکاران (2017) هستند)

میانگین سن مدل هافنیم (TDM2) برای نمونه‏‌های مافیک- حدواسط، 803 میلیون سال پیش (نئوپروتروزوییک) است (شکل 8- B). سن مدل هافنیم این نمونه‏‌ها کمابیش به سن تبلور سنگ‏‌های مافیک –حدواسط نزدیک است. این نکته نشان می‌دهد خاستگاه نمونه‏‌های بررسی‏‌شده گوشته‏‌ای جوان بوده است (مانند: Kinney و Mass، 2003). بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی نشان می‌دهند نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در پهنه‌ای وابسته به فرورانش پدید آمده‏‌اند. ازاین‌رو، مقدار مثبت (t)ԑHf، داده‌های سن مدل هافنیم (TDM2)، به‌همراه بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی نشان‌دهندة خاستگاه گوشته اولیه (Juvenile) در زمان نئوپروتروزوییک برای این نمونه‌هاست. بخش پوسته‏‌ای مربوط به فرورانش نیز (اندکی) در آن مشارکت و دخالت داشته است؛ ازاین‌رو، مقدار (t)ԑHf نمونه‏‌ها از مقدار پیش‏‌بینی‌شده برای گوشته کمتر شده است.

بررسی‌های سن‏‌سنجی روی سنگ‏‌های فلسیک جنوب‏‌باختری سلماس، دامنه سنی 4/2 ± 567 تا 7/2±565 میلیون سال پیش (پایان نئوپروتروزوییک- آغاز کامبرین) را نشان داده‌اند (Kozekoulan et al., 2017). همچنین، بررسی‌های ایشان نشان می‌دهند این سنگ‏‌ها نشانه‌هایی از ماگماتیسم نئوپروتروزوییک- کامبرین در راستای مرز شمالی گندوانا هستند.

 

 

 

شکل 8- نمودار هیستوگرام برای سنگ‏‌های جنوب‌باختری سلماس (آذربایجان‏‌غربی). A ) نمودار (t)ԑHf؛‌ B) نمودار سن مدل هافنیم

 

 

ویژگی‏‌های نمودارهای عنکبوتی رسم‌شده (مانند: غنی‌شدگی از عنصرهای LILE و تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE، مانند: Nb، Ta، Zr، Hf) نشان می‏‌دهد نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در پهنه وابسته به فرورانش پدید آمده‏‌اند. آنومالی عنصرهای Nb-Ta نشانه شناخته‌شده‌ای برای پیداش در پهنه فرورانش به‌شمار می‌رود؛ زیرا در ماگماهای پدیدآمده در بالای پهنه‌های فرورانش (Rollinson, 1993) که پوسته نقش بسیاری در فرایندهای ماگمایی دارد، Nb آنومالی منفی آشکاری نشان می‏‌دهد. برپایه نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1982)، نمونه‏‌ها در ارتباط با پهنه وابسته به فرورانش (یا دخالت بخش پوسته‏‌ای) پدید آمده‏‌اند. برپایه بررسی‌های پژوهشگران گوناگون در این پهنه‌ها، ماگماتیسم در پایان نئوپروتروزوییک- آغاز کامبرین (پی‏‌سنگ کادومین) دربردارندة فرایند ماگمایی گسترده‌ای در کمان مرز فعال قاره‏‌ای در راستای مرز شمالی گندوانا بوده است (Gessner et al., 2001; Ramazani and Tucker, 2003; Hassanzadeh et al., 2008; Shafaii Moghadam et al., 2013; Balaghi Einalou et al., 2014).

کمربند کوهزایی آلپ- هیمالیا دربردارندة سرزمین‏‌های پری‌گندوانا (Peri-Gondwana) است که با ماگماتیسم تیپ کادومین در پایان نئوپروتروزوییک- کامبرین شناخته می‏‌شوند (Ustaömer et al., 2009, 2011; Nance et al., 2002; Fernandéz- Suárez et al., 2000, 2002). ماگماتیسم تیپ کادومین، در پایان نئوپروتروزوییک- کامبرین در کمربند کادومین، نشان‌دهندة ماگماتیسم کمان مرز فعال قاره‏‌ای در راستای مرز شمالی گندوانا است (Ustaömer et al., 2009, 2011; Ramezani and Tucker, 2003). فرورانش اقیانوس ایاپتوس (Iapetus Ocean) یا پروتوتتیس در پایان نئوپروتزوییک- کامبرین، ماگماتیسم کمان مرز فعال قاره‏‌ای در مرز شمالی گندوانا را به‌دنبال داشته است (شکل 9).

به‌نظر می‏‌رسد فرورانش به زیر مرز فعال گندوانا، نزدیک به 400- 450 میلیون سال پیش و در پی برخورد قاره- قاره یا برخورد پوسته قاره‏‌ای- اقیانوسی به پایان رسیده باشد (UstaÖmer et al., 2009). پس از این برخورد، فعالیت ریفت‏‌شدگی در آغاز اردوویسین- سیلورین، باز‏‌شدن اقیانوس پالئوتتیس و جداشدن بخش‏‌هایی از شمال گندوانا از بخش‏‌های جنوبی آن را به‌دنبال داشته است. فعالیت ریفت‏‌شدگی بعدی در مرز شمالی گندوانا در پی باز‏‌شدن اقیانوس نئوتتیس روی داده است. در پی این فرایند، بخش‏‌هایی از ایران مرکزی، البرز و پهنه سنندج- سیرجان که دربردارندة سنگ‏‌های کادومین (اواخر نئوپروتروزوییک- کامبرین) هستند، جدا شده و به‌سوی اوراسیا جابجا شده‌اند. در الیگو- میوسن، این بخش‌ها دوباره به گندوانا پیوسته‌اند.

 

 

 

شکل 9- جایگاه قاره‏‌ها و قطعه‌های قاره‏‌ای کوچک در نقشه بخشی از گندوانا در آغاز مزوزوییک (با تغییراتی پس از: Stern، a1994، b)


 

 

نتیجه‏‌گیری

سن‏‌سنجی زیرکن‏‌های توده نفوذی دگرگون‌شده جنوب‏‌باختری سلماس با ترکیب مافیک- حدواسط در شمال‏‌باختری ایران سن پایان نئوپروتروزوییک- کامبرین را نشان می‏‌دهند. داده‌های ایزوتوپ Hf، به‌همراه سن مدل آنها نشان می‏‌دهند این سنگ‏‌ها از خاستگاه گوشته اولیه‌ای (Juvenile) در نئوپروتروزوییک پدید آمده‏‌اند. توده‏‌های نفوذی دگرگون‌شدة جنوب‏‌باختری سلماس همراه با پی‏‌سنگ‏‌های مشابه از ایران مرکزی، سنندج- سیرجان و البرز، بخشی از پهنه کادومین در مرز شمالی گندوانا هستند که در پی فرایند ماگمایی گسترده کمان مرز فعال قاره‏‌ای در راستای مرز شمالی گندوانا پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، برپایه داده‌های زمین‏‌شیمیایی، ایزوتوپ هافنیم و سن‏‌مدل ایزوتوپ هافنیم، این سنگ‏‌ها پیامد دخالت بخش پوسته‏‌ای در پهنه‌ای وابسته به فرورانش در مرحله پایانیِ بهم‌پیوستن گندوانا در کمربند کادومین هستند. هنگام فرایند‏‌های پی‌در‌پی باز- و بسته‏‌شدن اقیانوس‏‌های پالئوتتیس و نئوتتیس، پاره‌های پهنة کادومین از شمال گندوانا جدا و به اوراسیا پیوسته‏‌اند. در زمان الیگو- میوسن، این پاره‌های جداشده دوباره به گندوانا پیوستند.

Aganabati, S. A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Ahmadi Khalaji, A., Esmaeily, D., Valizadeh, M. V. and Rahimpour-Bonab, H. (2007) Petrology and geochemistry of the granitoid complex of Boroujerd, Sanandaj- Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 29: 859- 877.

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo- Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of American Bulletin 103: 983- 992.

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 Pourmoafi, S. M. (2014) New evidence of Precambrian and Paleozoic magmatism in Gharebagh intrusives, NW of Iran. Iranian Journal of Earth Sciences 89(23): 129- 142 (in Persian).

Azizi, H., Chung, S. L., Tanaka, T. and Asahara, Y. (2011) Isotopic dating of the Khoy metamorphic complex (KMC), Northwestern Iran: A significant revision of the formation age and magma source. Precambrian Research 185: 87- 94.

B´echennec, F., Le M´etour, J., Rabu, D., Beurrier, M., Bourdillon-Jeudy-de-Grissac, C., De Wever, P., Tegyey, M. and Villey, M. (1989) G´eologied’une chaˆıne issue de la T´ethys: les montagnes d’Oman. Bulletin de la Soci´et´e g´eologique dFrance 2: 231–40.

Balaghi Einalou, M., Sadeghian, M., Ghasemi, H., Zhai, M. G. and Mohajjel, M. (2014) Zircon U–Pb ages, Hf isotopes and geochemistry of the schists, gneisses and granites in Delbar Metamorphic- Igneous Complex, SE of Shahrood (Iran): implications for Neoproterozoic geodynamic evolutions of central Iran. Journal of Asian Earth Sciences 92: 92- 124.

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

Buick, I. S., Storkey, A. and Williams, I. S. (2008) Timing relationships between pegmatite emplacement, metamorphism and deformation during the intra- plate Alice Springs Orogeny, central Australia. Journal of Metamorphic Geology 26: 915–936.

Dhuime, B., Hawkesworth, C. and Cawood, P. (2011) When continents formed. Science 331: 154- 155.

Eftekharnejad, J. (1981) Tectonic division of Iran with respect to sedimentary basins. Iranian Journal of Petrology 82: 19–28 (in Persian).

Frenăndez- Suărez, J., Gutièrrez- Alonso, G. and Jeffries, T. E. (2002) The importance of along margin terrane transport in northen Gondwana: insights from detrital zircon parentage in Neoprotozoic rocks from Iberia and Berritany. Earth and Planetary Science Letters 204: 75- 88.

Frenăndez- Suărez, J., Gutièrrez- Alonso, G., Jenner, G. A. and Tubrett, M. N. (2000) New ideas on the Protozoic- Early Paleozoic evolution of NW Iberia: insights from U-Pb detrital zircon ages. Precambrian Research 102: 185- 206.

Hasanzadeh, 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 geochoronology of late neoprotozoic- early Cambrian granitoid in Iran: implication for paleogeograpphy, magmatism and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451: 71- 96.

Jamshidi Badr, M., Collins, A. S., Masoudi, F., Cox, G. and Mohajjel, M. (2013) The U–Pb age, geochemistry and tectonic significance of granitoids in the Soursat Complex, Northwest Iran. Turkish Journal of Earth Sciences 21(1): 1-31.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock- forming minerals. American Mineralogist 68: 277–279.

Khodabandeh, A. A., Soltani, A., Sartipi, A. and Emami, M. H. (1997) Explanatory text of Salmas. Geological Quadrangle map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran.

Kinney, P. D. and Maas, R. (2003) Lu–Hf and Sm–Nd isotope systems in zircon. Review Mineralogy Geochemistry 53: 327–341.

Kozekoulani, F., Rahgoshay, M. and Shafaii Moghadam, H. (2017) Zircon U-Pb geochronology and Lu- Hf & O isotopes of the metamorphosed intrusive rocks from SW Salmas. Iranian Journal of Earth Sciences 26(102): 303- 312 (in Persian).

Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2000) Dextral transpression in late Cretaceous continental collision, Sanandaj- Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Structural Geology 22: 1125–1139.

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

Nance, R. D. Gutierez Alonso, G. Keppie, J. D. Linnemann, U. Murphy, J. B. Quesada, C., Strachan, R. A. and Woodcock, N. (2010) Evolution of the Rheic Ocean. Gondwana Research 17 (2–3): 194–222.

Nance, R. D., Murphy, J. B. and Keppie, J. D. (2002) A Cordilleran model for the evolution of Avalonia. Tectonophysics 352: 11–31.

 Nance, R. D., Murphy, J. B., Strachan, R. A., Keppie, J. D., Gutiérrez- Alonso, G., Fernández- Suárez, J., Quesada, C., Linnemann, U., D'Lemos, R. and Pisarevsky, S. A. (2008) Neoproterozoic–early Paleozoic tectonostratigraphy and palaeogeography of theperi- Gondwanan terranes: The Boundaries of the West African Craton. In: Amazonian v. West African connection (Eds. Ennih, N. and Liégeois, J. P.) Special Publication 297: 345–383. Geological Society, London. UK.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites (Ed. Thorpe, R. S.) 525- 548. Willey, New York, US.

Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, central Iran: U–Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science 303: 622–665.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Group UK Ltd., London, UK.

Safarzadeh, E., Masoudi, F., Hassanzadeh, J. and Pourmoafi, S. M. (2016) The presence of Precambrian basement in Gole Gohar of Sirjan (south of Iran). Iranian Journal of Petrology 26: 153- 170 (in Persian).

Şengör, A. M. C. and Natal’in B. A. (1996) Paleotectonics of Asia: fragments of a synthesis. In: The Tectonic Evolution of Asia (Eds. Yin, A. and Harrison, T. M.) 486–640. Cambridge University Press, Cambridge, U.K.

Şengör, A. M. C. (1987) Tectonics of the Tethysides: orogenic collage development in a collisional setting. Annual Review of Earth and Planetary Sciences15: 213–244.

Shafaii Moghadam, H., Khademi, M., Hu, Z., Stern, R. J., Santo, J. F. and Wu, H. (2013) Cadomian (Ediacaran- Cambrian) arc magmatism in the Chah Jam-Biarjmand metamorphic complex (Iran): magmatism along the northern active margin of Gondwana. Gondwana Research 27(1): 439-452.

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.

Stampfli, G. M., Mosar, J., Favre, P., Pillevuit, A. and Vannay, J. C. (2001) Permo–Mesozoic evolution of the western Tethys realm: the Neotethys East- Mediterranean basin connection. In: Peri-Tethys Memoir 6: Peri-Tethyan Rift/Wrench Basins and Passive Margins (Eds. Ziegler, P. A., Cavazza, W. Robertson, A. H. F. and Crasquin- Soleau, S.) 186: 51- 108. Mémoires du Muséum national d'histoire naturelle, Paris, France.

Stampfli, G. M. (2000) Tethyan oceans. In: Tectonics and Magmatism in Turkey and Surrounding Area. (Eds. Bozkurt, E., Winchester, J. A. and Piper, J. D. A.) Special Publications 173: 1–23. Geological Society, London, UK.

Stern, R. J. (1994a) Arc assembly and continental collision in the Neoproterozoic East African Orogen: implications for the consolidation of Gondwanaland. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 22: 319–351.

Stern, R. J. (1994b) Neoproterozoic (900–550 Ma) Arc Assembly and continental collision in the East African Orogen. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 22: 319–351.

Stöcklin, 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 systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. (Eds. Saunders, A. S. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313- 345. Geological Society, London, UK.

Termier, H. and Termier, G. (1960) Atlas de Paléogéographie. Masson, Paris, France.

Ustaömer, P. A. Ustaömer, T. Collins, A. S. and Robertson, A. H. F. (2009) Cadomian (Ediacaran–Cambrian) arc magmatism in the Bitlis Massif, SE Turkey: magmatism along the developing northern margin of Gondwana. Tectonophysics 473: 99–112.

Ustaömer, P. A. Ustaömer, T., Gerdes, A. and Zulauf, G. (2011) Detrital zircon ages from a Lower Ordovician quartzite of the Istanbul exotic terrane (NW Turkey): evidence for Amazonian affinity. International Journal of Earth Sciences 100: 23- 41.

Verdel, C. Wernicke, B. P. Ramezani, J. Hassanzadeh, J. Renne, P. R. and Spell, T. L. (2007) Geology and thermochronology of Tertiary Cordilleran- style metamorphic core complexes in the Saghand region of central Iran. Geological Society of America Bulletin 119: 961- 977.

Wu, Y. B., Zheng, Y. F., Zhang, S. B., Zhao, Z. F., Wu, F. Y. and Liu, X. M. (2007) Zircon U–Pb ages and Hf isotope compositions of migmatite from the North Dabie terrane in China: constraints on partial melting. Journal of Metamorphic Geology 25: 991–1009.

Zhai, Q. G., Li, C. and Huang, X. P. (2007) The fragment of Paleo- Tethys ophiolite from central Qiangtang, Tibet: geochemical evidence of metabasites in Guoganjiannian. Science in China 50: 1302- 1309.

Zhai, Q. G., Li, C., Wang, J., Zhan Sheng, J. and Wang, Y. (2009) SHRIMP U-Pb dating and Hf isotopic analyses of zircons from the mafic dyke swarms in central Qiangtang area, Northern Tibet. Chinese Science Bulletin 54: 2279- 2285.