سنگ‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی، سن‌سنجی به روش U-Pb و ایزوتوپ‏‌های Sr-Nd سنگ‏‌های آذرین منطقه اکتشافی طلا- مس پورفیری تنورجه (شمال‏‌خاوری کاشمر)

نویسندگان

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

چکیده

منطقه اکتشافی طلا- مس پورفیری تنورجه در شمال‏‌خاوری شهرستان کاشمر (استان خراسان رضوی) و در بخش میانی پهنه ماگمایی خواف- کاشمر- بردسکن جای دارد. منطقه دربردارندة سنگ‏‌های آتشفشانی ریولیتی- ریوداسیتی ترشیاری است که توده‏‌های آذرین درونیِ نیمه‌ژرف مونزونیتی تا دیوریتی در آنها نفوذ کرده‏‌اند. بیشتر سنگ‏‌های آذرین منطقه، بافت پورفیری با زمینه دانه‌ریز دارند و بیشتر دربردارندة کانی‏‌های پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، بیوتیت، هورنبلند و مگنتیت هستند. توده‏‌های مونزونیتی خاستگاه کانی‏‌سازی و دگرسانی گسترده منطقه هستند؛ اما توده‏‌ دیوریتی تاخیری است و کانی‏‌سازی ندارد. سن‌سنجی توده مونزونیتی به روش U-Pb برای کانی زیرکن، سن 8/39 میلیون سال پیش (ائوسن میانی) را نشان می‌دهد. ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی و کانی‏‌شناسی نشان می‏‌دهند سنگ‌های آذرین منطقه از نوع گرانیتوییدهای کالک‏‌آلکالن سری مگنتیت (نوع I) هستند. جایگاه زمین‌ساختی آنها پهنه فرورانش است. غنی‏‌شدگی نسبی عنصرهای LREE در برابر HREE و غنی‏‌شدگی عنصرهای K، Rb، Cs، Th و U در برابر Ti و Nb در همه نمونه‏‌ها دیده می‏‌شود. ناهنجاری بیشتر منفی Eu و کم‏‌بودن نسبت Sr/Y نشان‏‌دهنده پیدایش ماگما در ژرفای پایداری پلاژیوکلاز است. مقدارهای 87Sr/86Sr اولیه (705673/0 و 705158/0)، 143Nd/144Nd اولیه (512524/0 و 512570/0) و میزان εNdi (22/1- و 32/0-) در توده‏‌های آذرین درونی، نشان می‏‌دهند خاستگاه ماگما، گوة گوشته‌ای روی صفحه فرورانده بوده است که هنگام بالاآمدن به‌سوی بالا اندکی با پوسته بالایی آلوده شده است. همنچین، سن ائوسن برای یک دوره متالوژنی مهم، به‌ویژه برای عنصرهای مس و طلا در شمال‌خاوری ایران پیشنهاد می‏‌شود.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography, geochemistry, U-Pb dating andSr-Nd isotopes of igneous rocks in Tannurjeh porphyryAu-Cu prospect area (NE Kashmar)

نویسندگان [English]

  • Razieh Hossieni
  • Mohammad Hassan Karimpour
  • Azadeh Malekzadeh Shafaroudi
Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran
چکیده [English]

The Tannurjeh porphyry Au-Cu prospect area is located in the northeastern Kashmar, the Khorasan Razavi province, and central of the Khaf-Kashmar-Bardaskan magmatic belt. Geologically, the area is dominated by the Tertiary rhyolitic-rhyodacitic volcanic rocks, which are intruded by monzonitic to dioritic subvolcanic intrusive rocks. The texture in the most of the study igneous rocks is porphyry with fine groundmass and the main minerals are plagioclase, alkali feldspar, quartz, biotite, hornblende and magnetite. The monzonitic intrusions are the source of widespred mineralization and alteration, whereas the diorite is the later phase, which is devoid of mineralization. Using zircon U-Pb method, the age of monzonitic intrusive was determined at 39.8 Ma (Middle Eocene), geochemically as well as mineralogically, the igneous rocks of the area are calc-alkaline granitoids belonging to magnetite series (I-type) which were developed in subduction tectonic setting. The LREE enrichment relative to HREE and enrichment in K, Rb, Cs, Th, and U in comparison to Ti and Nb elements are observed in all of the samples studied. Eu negative anomalies and low Sr/Y ratios can be attributed to the presence of residual plagioclase in the source. (87Sr/86Sr)i (0.705673 and 0.705158), (143Nd/144Nd)i (0.512524 and 0.512570), and εNdi (-1.22 and -0.32) values indicate magma is derived from mantle wedge above subducted slab, which is assimilated with upper crust. Finally, the Eocene is an important metallogenic episode, particuarly for Au and Cu, in NE of Iran.
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Petrology
  • zircon dating
  • Sr-Nd isotope
  • Tannurjeh
  • Khaf-Kashmar-Bardaskan magmatic belt

 

 

مقدمه

اندوخته‌های مس پورفیری معمولاً در پهنه‏‌های فرورانش حاشیه قاره یا جزیره‌های کمانی پدید می‌آیند (Cooke et al., 2005) و به سنگ‏‌های گرانیتوییدی نوع I اکسیدان یا سری مگنتیت وابستگی دارند (Keith and Swan, 1995). به باور Cooke و همکاران (2004) اندوخته‌های Cu-Mo پورفیری با توده‌های آذرین درونی کالک‏‌آلکالن همراه هستند؛ اما اندوخته‌های Cu-Au پورفیری می‏‌توانند با ماگماهای گوناگونی همراه باشند: (1) ماگماهای کالک‏‌آلکالن کم پتاسیم (مانند: Bata Hijau اندونزی)؛ (2) ماگماهای کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط (مانند: Far South East فیلیپین)؛ (3) ماگماهای کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا (مانند: Grasberg استرالیا)؛ (4) ماگماهای آلکالن اشباع از سیلیکا (مانند: Cadia NSW استرالیا)؛ (5) ماگماهای آلکالن نااشباع از سیلیکا (مانند: Galore Creek بریتش کلمبیا).

در ایران نیز پهنه‌های مهم ماگمایی و اندوخته‌های مس پورفیری فراوانی پدید آمده‌اند که برخی (مانند: سرچشمه) در مقیاس‌های جهانی هستند. در سال‌های اخیر بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی و سن‏‌سنجی خوبی برای کانسارهای ایران انجام شده‌اند (McInnes et al., 2003; Malekzadeh Shafaroudi et al., 2010; Arjmandzadeh and Santos, 2014; Malekzadeh Shafaroudi et al., 2015; Aghazadeh et al., 2015).

منطقه اکتشافی تنورجه در نزدیک به 55 کیلومتریِ شمال‏‌خاوری شهرستان کاشمر و 5 کیلومتریِ روستای تنورجه در گسترة استان خراسان رضوی، میان طول‌های جغرافیایی خاوری ''23'35°58 تا ''13'39°58 و عرض‌های جغرافیایی شمالی ''38'21°35 تا ''15'23°35 جای دارد.

این منطقه در بخش میانی پهنه ماگمایی خواف- کاشمر- بردسکن در شمال‏‌خاوری ایران جای دارد (شکل 1). این پهنه ماگمایی با پهنای نزدیک به 50 کیلومتر و درازای بیش از 300 کیلومتر در شمال گسل درونه است و بیشتر دربردارندة سنگ‏‌های‌ آتشفشانی‌ اسیدی‌ تا حدواسط‌ و گاه مافیک‌ با سن‌ ترشیاری‌ است که توده‌های‌ گرانیتوییدی‌ با ترکیبی‌ از گرانیت‌ تا مونزونیت در آنها نفوذ کرده‌اند (Karimpour et al., 2002). پهنه آتشفشانی- نفوذیِ خواف- کاشمر- بردسکن میزبان کانی‏‌سازی‏‌های فراوانی است (مانند: معدن سنگ آهن سنگان خواف (Golmohammadi et al., 2015) و معدن کوه زر تربت حیدریه (Mazloumi Bajestani et al., 2009) و شمار بسیاری اندیس‌های مس، طلا، نقره و آهن). سنگ‏‌شناسی سنگ‌های آذرین در بخش‌های گوناگون این پهنه را پژوهشگران بسیاری بررسی کرده‌اند (Mazloumi Bajestani and Rasa, 2010; Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2014; Shafaii Moghadam et al., 2015; Golmohammadi et al., 2015; Almasi et al., 2015).

Karimpour و همکاران (2006)، برپایه ویژگی‌های زمین‏‌شناسی و پیدایش توده‏‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف، گسترش و نوع پهنه‏‌های دگرسانی، شکل و حالت کانی‏‌سازی و ناهنجاری طلا و مس، منطقه اکتشافی تنورجه را پهنه کانی‏‌سازی طلا- مس پورفیری دانسته‌اند. Ajayebi (2008) زمین‏‌شیمی عنصرهای اصلی، فرعی و نادر خاکی نادر 14 نمونه از سنگ‌های آتشفشانی و آذرین درونی این منطقه را بررسی کرده و آنها را ماگمای کالک‏‌آلکالن پدیدآمده در پهنه فرورانش دانسته است. همچنین، وی در سطح منطقه، بررسی‌های کانی‏‌سازی، سیال‌های درگیر و زمین‏‌شیمی اکتشافی نیز انجام داده است.


 


 

شکل 1- A) جایگاه جغرافیایی پهنه خواف- کاشمر- بردسکن در شمال‏‌خاوری ایران، B) جایگاه منطقه تنورجه در مرکز پهنه ماگمایی خواف- کاشمر- بردسکن در شمال گسل درونه و شمال‏‌خاوری کاشمر

 

 

هدف این پژوهش، بررسی‌های جامع‏‌تر سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی و سن‌سنجی توده آذرین درونی مونزونیتی خاستگاه کانی‏‌سازی و بررسی‌های ایزوتوپ رادیواکتیو Sr-Nd توده آذرین درونی مونزونیتی بارور و توده آذرین درونی دیوریتی عقیم منطقه برای ارزیابی چگونگی پیدایش ماگماست. بی‏‌گمان، شناسایی پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة سنگ‌های آذرین، سن‌سنجی و بررسی پیدایش توده‏‌های آذرین درونی گوناگون و وابستگی آنها با کانی‏‌سازی‏‌های روی‌داده در این پهنه، نه‌تنها دانسته‌های بیشتری درباره چگونگی رویداد این ماگماتیسم فراهم می‏‌آورد، بلکه به اکتشاف هرچه بیشتر مواد معدنی کمک بسزایی خواهد کرد.

روش انجام پژوهش

برای انجام بررسی‌های سنگ‏‌شناسی و دگرسانی، نزدیک به 150 مقطع نازک تهیه و بررسی شدند. 15 نمونه از توده‏‌های آذرین درونی و 8 نمونه از سنگ‏‌های آتشفشانی با کمترین دگرسانی از منطقه بررسی‏‌شده برگزیده شدند و اکسیدهای اصلی آنها با دستگاه XRF در آزمایشگاه طیف کانساران بینالود مشهد تجزیه شدند. همچنین، از داده‌های اکسیدهای اصلی 8 نمونه توده آذرین درونی و 4 نمونه سنگ‏‌های آتشفشانی که پیش از این Ajayebi (2008) آنها را به‌دست آورده بود نیز بهره گرفته شد.

شمار 15 نمونه از توده‏‌های آذرین درونی و 8 نمونه از سنگ‏‌های آتشفشانی دارای کمترین دگرسانی، برای عنصرهای کمیاب و خاکی نادر (REE) در آزمایشگاه ACME (کانادا) به روش ذوب قلیایی با دستگاه ICP-MS تجزیه و بررسی شدند. همچنین، از داده‌های عنصرهای کمیاب و خاکی نادر 8 نمونه توده آذرین درونی و 4 نمونه سنگ‏‌های آتشفشانی که پیش از این Ajayebi (2008) آنها را به‌دست آورده بود نیز بهره گرفته شد. سن‏‌سنجی توده کوارتزمونزونیت پورفیری که خاستگاه کانی‏‌سازی است به روش U-Pb کانی زیرکن در مرکز Laser Chron آریزونا (دانشگاه آریزونای آمریکا) انجام شد. آماده‏‌سازی و جداسازی زیرکن از نمونه، در دانشگاه فردوسی مشهد انجام شد.

روش Laser-Ablation multi collector ICP-MS برای سن‏‌سنجی روی زیرکن‏‌های جدا شده به‌کار برده ‏‌شد. زیرکن‏‌ها نخست در یک پلاک اپاکسی به قطر 1 اینچ همراه با خرده‏‌هایی از زیرکن استاندارد ID-TIMS و شیشه‏‌های NIST SPM610 قالب‏‌گیری شدند. سپس این پلاک‏‌ها نصف شده و صیقل داده شدند. از زیرکن‏‌ها در نور عبوری، انعکاسی و نیز در زیر میکروسکوپ کاتدولومینسانس (CL) عکس‌برداری شد. داده‌های روش سن‏‌سنجی Laser-Ablation ICP-MS برای اندازه‏‌گیری U-Pb درستی بهتر از 2% (2 سیگما) و تفکیک مکانی چند میکرون دارند. نمونه استاندارد زیرکن ID-TIMS به‌کاررفته، نمونه زیرکنی از سریلانکا با سن Ma 2/3±5/563 است. همچنین، فراوانی Th و U نمونه‏‌های ناشناس با شیشه‏‌های NIST SRM610 سنیجیده شد. درستی تجزیه‌های انجام‌شده نزدیک به 2 سیگما (نزدیک به 1 درصد) برای 206Pb/238206Pb/207Pb است. پس از پایان کار، رسم نمودار کنکردیا، رسم نمودارهای تراکمی و اندازه‌گیری سن‏‌های میانگین از داده‏‌های 206Pb/238U و 206Pb/207Pb با نرم‌افزار ISOPLOT/EX انجام شد. سن‏‌های میانگین 206Pb/238U با آستانة اطمینان 9/95 تا 9/96 درصد در این روش به‌دست آورده شدند.

تجزیه 2 نمونه کمتر دگرسان شده از توده‏‌های آذرین درونی کوارتزمونزونیت پورفیری بارور و کوارتزدیوریتی تا مونزودیوریتی عقیم برای ایزوتوپ Rb-Sr و Sm-Nd در دانشگاه کلرادو آمریکا انجام شد. ایزوتوپ‏‌های Sr و Nd با دستگاه6-Collector Finnigan MAT 261 Thermal Ionization MassSpectrometer در دانشگاه کلرادو (امریکا) تجزیه شدند. نسبت 87Sr/86Srبا اندازه‏‌گیری چهار حالت کلکتور استاتیک به‌دست آمد. هنگام این بررسی، برپایه 30 اندازه‏‌گیری گوناگون SRM-987، نسبت 87Sr/86Sr برابر 0.71032±2 به‌دست‌ آمد (با محاسبه خطای میانگین 2 سیگما). نسبت اندازه‏‌گیری‌شده 87Sr/86Sr با SRM-987= 71028/0 تصحیح شد. نسبت 146Nd/144Nd اندازه‏‌گیری شده در برابر 146Nd/144Nd = 7219/0 بهنجار شد. اندازه‏‌گیری‏‌هایی به‌صورت تکراری نیز انجام شد. در این بررسی، شمار 33 تجزیه برپایه استاندارد La Jolla Nd انجام شد و میانگین 143Nd/144Nd برابر با 8 ± 511838/0 به‌دست آمد (برپایه محاسبه خطای 2 سیگما).

 

زمین‏‌شناسی

منطقه اکتشافی تنورجه تقریباً در شمال‌باختری نقشه زمین‏‌شناسی 1:100000 فیض‌آباد جای دارد. برپایه این نقشه، همه محدوده از سنگ‌های آتشفشانی اسیدی با حالت توف برشی سفید رنگ، ایگنمبریت، لاپیلی‌توف و توف‌های ماسه‏‌ای سبز رنگ پوشیده شده است (Behrouzi, 1988)؛ اما بررسی‌های تفصیلی و تهیه نقشه زمین‏‌شناسی معدنی با مقیاس 1:1000 نشان می‏‌دهند افزون‌بر سنگ‌های آتشفشانی، توده‏‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف فراوانی در منطقه نفوذ کرده‌اند که دگرسانی گسترده و رویداد کانی‏‌سازی طلا- مس پورفیری را در پی داشته‌اند (Karimpour et al., 2006).

همه سنگ‌های منطقه تنورجه به سن سنوزوییک هستند. در این منطقه، سنگ‏‌های آتشفشانی بیشترین گسترش را دارند و به دو گروه سنگی کلیِ سنگ‏‌های آتشفشانی اپی‏‌کلاستیک و سنگ‌هایی با ترکیب ریولیت تا ریوداسیت رده‌بندی می‌شوند (شکل 2).

 

 

 

شکل 2- نقشه زمین‏‌شناسی منطقه اکتشافی تنورجه در شمال‌خاوری کاشمر (با تغییر پس از: Karimpour و همکاران، 2006)

 

 

بخش بزرگی از منطقه دربردارندة سنگ‏‌های آتشفشانی با ترکیب ریولیتی تا ریوداسیتی است. این سنگ‌ها به دو شکل توف و گدازه‏‌ای دیده می‏‌شوند. توف‏‌ها بیشتر از نوع لیتیک‌توف و لاپیلی‌توف هستند. گدازه‏‌های ریولیتی- ریوداسیتی با رنگ روشن و بافت پورفیری با زمینه بسیار دانه‌ریز شناخته می‏‌شوند. در برخی بخش‏‌ها، نوارهای سرشار از سیلیس به‌صورت جریان‌های سیلیسی (Silica flow band) در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شوند. این حالت نواری پیامد تغییر مقدار گاز و به پیروی از آن، تغییر در غلظت و سرعت جابجایی گدازه پدید می‌آید. به‌دنبال نفوذ توده‏‌های نیمه‌ژرف، دگرسانی گسترده‌ای، بیشتر از نوع سیلیسی، سرسیتیک و آرژیلیک، همراه با نشانه‌هایی از کانی‏‌سازی، بیشتر به شکل افشان در سنگ‌های آتشفشانی دیده می‏‌شود.

توده‏‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف بیشتر به شکل استوک‌ کوچک و کمتر دایک، با ترکیب مونزونیت، کوارتزمونزونیت، دیوریت و مونزودیوریت در سنگ‌های آتشفشانی نفوذ کرده‏‌اند. این سنگ‌ها، برپایه بود یا نبود و نیز مقدار درشت‌بلورهای بیوتیت و هورنبلند، به گروه‌های بیوتیت- هورنبلند مونزونیت پورفیری، مونزونیت پورفیری، کوارتزمونزونیت پورفیری، بیوتیت- هورنبلند تا هورنبلند- بیوتیت کوارتزمونزونیت پورفیری، هورنبلند- بیوتیت کوارتز دیوریت تا مونزودیوریت پورفیری و چند دایک با ترکیب مونزونیت پورفیری رده‌بندی می‏‌شوند (شکل 2). برپایه روابط صحرایی و نشانه‌های دگرسانی و کانی‏‌سازی، توده‏‌های مونزونیتی و کوارتزمونزونیتی خاستگاه اصلی کانی‏‌سازی منطقه بوده‏‌اند. بافت این توده‏‌ها پورفیری با زمینه دانه‌ریز تا دانه‌متوسط است و درشت‌بلورهای کوارتز، فلدسپار‏‌های دگرسان‌شده و گاه بیوتیت و هورنبلند در نمونه دستی دیده می‏‌شود. این توده‌ها با شدت‏‌های مختلف دچار دگرسانی سیلیسی، سرسیتیک و گاه آرژیلیک ‏شده‌اند. کوارتز ثانویه در زمینه سنگ دیده می‌شود و سرسیت و کانی رسی بیشتر پیامد دگرسانی فلدسپار‏‌ها هستند. در این سنگ‌ها، کانی‏‌سازی بیشتر به‌صورت افشان پیریت و بسیار کمتر کالکوپیریت (که در سطح بسیار اکسیده شده‏‌اند) دیده می‏‌شود. در پی اکسیداسیون پیریت و اسیدی‏‌شدن محیط، بیشتر سرسیت‏‌ها با کانی‏‌های رسی جایگزین شده‏‌اند و پهنه آرژیلیک سوپرژن روی این واحدها پدید آمده است. توده‌ هورنبلند- بیوتیت کوارتز دیوریت تا مونزودیوریت پورفیری که گسترده‏‌ترین توده آذرین درونی در خاور و باختر منطقه است (شکل 2)، هیچگونه کانی‏‌سازی ندارد و دچار دگرسانی پروپلیتیک شده‌‌ است. این تودة عقیم پس از توده‏‌های مونزونیتی نفوذ کرده است و از فازهای ماگماتیسم تاخیری منطقه به‌شمار می‌رود. رخنمون‌های کوچکی از برش گرمابی نیز در شمال این بخش دیده می‏‌شود (شکل 2).

 

سنگ‏‌شناسی سنگ‌های آذرین

ریولیت- ریوداسیت: بافت گدازه‏‌های ریولیتی- ریوداسیتی، پورفیری با زمینه بسیار دانه‌ریز بوده و دربردارندة نزدیک به 10 تا 20 درصد حجمی کانی‌های درشت‌بلور (10 تا 12 درصد حجمی کوارتز، 5 تا 6 درصد حجمی آلکالی‌فلدسپار، 2 تا 3 درصد حجمی پلاژیوکلاز) است. زمینه سنگ بیشتر از کوارتزهای ریزبلور ساخته شده است (شکل 3- A). گاه نزدیک به 2 درصد کانی‏‌های فرومنیزین (مانند: هورنبلند یا بیوتیت) دگرسانی نشان می‌دهد. اسفن و تورمالین مهم‌ترین کانی‏‌های فرعی هستند. فراوانی کانی‏‌های کدر که بیشتر مگنتیت هستند تا 1 درصد حجمی است. این سنگ‌ها بیشتر دچار دگرسانی سیلیسی، سرسیتیک و کمتر آرژیلیک شده‏‌اند. فلدسپار‏‌های درشت‌بلور گاه تا 80 درصد با سرسیت جایگزین شده‏‌اند. کوارتز ثانویه در زمینه سنگ پراکنده است. کانی‏‌های فرومنیزین بیشتر با کلسیت جایگزین شده‏‌اند. در برخی بخش‌ها، کانی‏‌های رسی تا 15 درصد حجمی دیده می‌شوند. همچنین، در برخی بخش‏‌های منطقه، نشانه‌های کانی‏‌سازی تا 2 درصد به‌صورت پیریت‏‌های افشانی که بیشترشان اکسید شده‌اند، دیده می‏‌شود.


 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از سنگ‌های آذرین منطقه اکتشافی تنورجه (شمال‌خاوری کاشمر). A) ریولیت- ریوداسیت با بافت پورفیری و درشت‌بلورهای کوارتز و آلکالی‌فلدسپار؛ B) درشت‌بلور بیوتیت، کوارتز و پلاژیوکلاز در بیوتیت- هورنبلند کوارتزمونزونیت پورفیری؛ C) بافت پورفیری با زمینه دانه‌ریز در مونزونیت پورفیری؛ D) هورنبلند- بیوتیت کوارتزدیوریت تا مونزودیوریت پورفیری با درشت‌بلور پلاژیوکلاز و هورنبلند در زمینه دانه‌ریز (Pl: پلاژیوکلاز؛ Bt: بیوتیت؛ Qz: کوارتز؛ Kfs: آلکالی‌فلدسپار؛ Hbl: هورنبلند؛ نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitneyو Evans (2010) است)

 

 

توده‏‌های مونزونیتی: بافت توده‏‌های مونزونیتی پورفیری تا گلومروپورفیری با زمینه بیشتر دانه‌ریز است. مقدار درشت‌بلورها از نزدیک به 25 تا 35 درصد حجمی است و دربردارندة بیشتر 10 تا 15 درصد حجمی آلکالی‌فلدسپار و 10 تا 12 درصد حجمی پلاژیوکلاز است. در برخی بخش‏‌ها، نزدیک به 5 تا 6 درصد حجمی درشت‌بلور کوارتز دیده می‏‌شود، ازاین‌رو، نام این کانی به آغاز نام سنگ افزوده و واژه کوارتزمونزونیت به‌کار برده می‌شود. بیوتیت و هورنبلند از کانی‏‌های فرومنیزین این سنگ‌ها هستند. در برخی بخش‌ها، فراوانی بیوتیت و در برخی بخش‏‌ها، فراوانی هورنبلند بیشتر است. در کل، فراوانی این دو کانی گاه تا 8 درصد حجم سنگ می‏‌رسد. زمینه سنگ از همه کانی‏‌‌های درشت‌بلور، کانی‏‌‌های فرعی، کدر و ثانویه ساخته شده است (شکل‌های 3- B و 3- C). زیرکن، اسفن و تورمالین مهم‌ترین کانی‏‌های فرعی این توده‏‌ها هستند. کانی‏‌های کدر در بخش‌های کمتر دگرسان‌شده دیده می‏‌شوند و از نوع مگنتیت هستند. فراوانی آنها گاه تا 2 درصد حجمی می‏‌رسد. کوارتز، سرسیت، کانی‏‌های رسی و گاه کلریت مهم‌ترین کانی‏‌های ثانویه هستند. کوارتز ثانویه به شکل پراکنده در زمینه و رگچه‏‌ای، گاه تا 30 درصد حجم سنگ را در برمی‌گیرد. سرسیت بیشتر جانشین فلدسپار‏‌ها شده و فراوانی آن از کمتر از 5 درصد تا 20 درصد حجمی است. در برخی بخش‏‌ها، کانی‏‌های رسی از فلدسپار‏‌ها پدید آمده‌اند و در برخی بخش‌ها نیز پیامد فرایند هوازدگی هستند و از سرسیت‏‌ها پدید آمده‏‌اند. مقدار آنها از کمتر از 5 درصد تا گاه 30 درصد حجمی است. کلریت به شکل فرعی، پیامد تجزیه‏‌شدن کانی‏‌های فرومنیزین بوده و فراوانی آن دست‌بالا تا 5 درصد حجمی است. کانی‏‌های سولفیدی اکسید شده بیشتر به شکل افشان و کمتر پرکننده فضاهای خالی و درزه‏‌ها در بیشتر بخش‌های توده‏‌های مونزونیتی دیده می‏‌شوند و فراوانی آنها از 5/0 تا 3 درصد حجم سنگ است. به پیروی از آن، اکسید آهن (گوتیت و هماتیت) در بیشتر بخش‌ها دیده می‏‌شود و مقدار آن تا 7 درصد حجمی نیز می‏‌رسد.

هورنبلند- بیوتیت کوارتز دیوریت تا مونزودیوریت پورفیری: بافت آن پورفیری با زمینه بسیار دانه‌ریز است. نزدیک به 30 تا 35 درصد کانی درشت‌بلور (15 تا 20 درصد پلاژیوکلاز، 3 تا 4 درصد آلکالی‌فلدسپار، 3 تا 6 درصد کوارتز و در کل، 3 تا 5 درصد بیوتیت و هورنبلند) در آن دیده می‏‌شود. زمینه سنگ دربردارندة ریزبلورهای پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، بیوتیت، هورنبلند، کانی‏‌های فرعی، کدر و ثانویه است (شکل 3- D). اسفن مهم‌ترین کانی فرعی سنگ است. در زمینه سنگ، نزدیک به 2 درصد کانی کدر (مگنتیت) شکل‏‌دار دیده می‏‌شود. دگرسانی این توده پروپلیتیک است. کلریت، اپیدوت و کمتر کلسیت کانی‏‌های ثانویه هستند. این کانی‏‌ها بیشتر جانشین پلاژیوکلاز و کانی‏‌های فرومنیزین شده‏‌اند و مقدار آنها از کمتر از 5 درصد تا نزدیک به 35 درصد حجمی در برخی بخش‌ها متغیر است که در پی آن رنگ توده سبز شده است.

 

زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آذرین

داده‌های تجزیه عنصرهای اصلی، فرعی و خاکی نادر سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف منطقه اکتشافی تنورجه در جدول‌های 1 و 2 آورده شد‌ه‌اند. در پی دگرسانی شدید منطقه، به‌ویژه از نوع سیلیسی، سرسیتیک و آرژیلیک، برگزیدن نمونه‏‌هایی که هیچگونه دگرسانی نداشته باشند، بسیار دشوار بود. این نکته دربارة توده‏‌های آذرین درونی (به‌ویژه توده‏‌های مونزونیتی) که رخنمون‌های کوچکی نیز داشتند، دشوار‏‌تر بود. ازاین‌رو، برپایه بررسی‌های دقیق سنگ‏‌نگاری و گزینش بهترین نمونه‏‌ها، باز هم مقدارهای LOI در جدول‌های 1 و 2 نشان می‏‌دهند دگرسانی کمابیش در آنها روی داده است. پس تلاش شد تا بیشتر از عنصرهای فرعی و خاکی نادر برای تفسیرها بهره گرفته شود. همچنین، به‌علت اهمیت بیشتر توده‏‌های مونزونیتی و نقش آنها در کانی‏‌سازی، نمونه‌ها بیشتر از توده‏‌های آذرین درونی متعلق به این گروه برگزیده شدند.

 

جدول 1- داده‌های زمین‏‌شیمیایی اکسید عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی)، عنصرهای فرعی و خاکی نادر (برپایه ppm) سنگ‏‌های آتشفشانی ریولیتی- ریوداسیتی منطقه اکتشافی تنورجه

Tn-6

Tn-5

Tn-4

Tn-3

Tn-2

Tn-1

Sample No.

58°36'17"

58°36'1"

58°36'9"

58°36'5"

58°36'22"

58°36'52"

Longitude

35°23'18"

35°23'18"

35°23'25"

35°23'8"

35°23'3"

35°23'21"

Latitude

72.67

72.04

73.54

74.04

74.15

74.52

SiO2

0.59

0.46

0.45

0.46

0.44

0.49

TiO2

13.14

14

11.07

11.92

13.66

13.45

Al2O3

2.26

4.3

4.74

5.6

4.15

2.08

FeOt

0.02

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

MnO

1.9

0.82

0.21

1.12

1.48

1.34

MgO

0.93

0.19

0.39

0.34

0.65

0.92

CaO

0.43

0.24

0.4

0.27

0.4

0.9

Na2O

3.31

4.72

6.18

2.74

2.3

2.23

K2O

0.08

0.08

0.1

0.09

0.07

0.07

P‏‌2O5

3.7

3.2

3

3.2

2.7

3.9

LOI

99.03

100.06

100.09

99.79

100.02

99.91

Total

84.8

67.5

131.4

19.2

29.2

70.2

Rb

69.4

66.4

141.3

58.1

410.8

110.8

Sr

260

320

242

173

294

290

Zr

12.8

16.2

11.2

8.7

18.9

16.2

Nb

22.2

27.1

22.5

24.4

12.5

18.4

La

50.5

58.6

43.6

49.1

28.9

36

Ce

5.7

6.11

4.6

5.92

3.32

3.84

Pr

24.8

23.3

18

25.7

13.7

13.6

Nd

4.9

4.1

3

4.8

3

2.7

Sm

0.95

0.79

0.69

0.91

0.94

0.43

Eu

4.49

4.04

2.88

4.54

2.94

2.31

Gd

0.69

0.84

0.52

0.73

0.52

0.49

Tb

4.80

5.11

3.38

4.32

3.11

3.48

Dy

1.02

1.17

0.75

0.83

0.63

0.79

Ho

3.38

3.47

2.53

2.6

1.84

2.85

Er

0.52

0.6

0.47

0.42

0.29

0.47

Tm

3.44

3.55

2.57

2.84

1.75

3.04

Yb

0.54

0.54

0.49

0.55

0.26

0.48

Lu

30

35

23

24

32

25

Y

1

1.3

1.6

1.1

7.4

1.4

Cs

1.1

1.3

1

0.7

1.5

1.2

Ta

8.1

8.7

6.9

4.3

10.6

8.3

Hf

51

18

28

57

209

45

V

11.5

13.2

11.6

6.9

10

12.8

Th

16

17

11.4

8.8

17.7

13.8

Ga

3.1

4.2

2.8

2.7

16.6

3.4

U

4.35

5.15

5.90

5.79

4.82

4.08

(La/Yb)N

0.62

0.59

0.72

0.6

0.97

0.53

Eu/Eu*

جدول 1- ادامه (* نمونه‏‌ها از: Ajayebi، 2008)

Pt-32*

Pt-20*

Pt-50*

Pt-8*

Tn-8

Tn-7

Sample No.

58°36'38"

58°36'12"

58°36'51"

58°35'51"

58°36'41"

58°36'41"

Longitude

35°22'60"

35°23'4"

35°23'3"

35°23'9"

35°22'50"

35°23'9"

Latitude

71.18

71.44

72.46

77.63

69.94

70.32

SiO2

0.53

0.43

0.21

0.25

0.5

0.53

TiO2

14.97

13.74

13.93

9.24

14.81

14.41

Al2O3

2.26

5.21

2.2

4.62

2.82

2.54

FeOt

0.01

0.01

0.01

0.06

0.01

0.05

MnO

0.33

0.82

0.45

1.24

0.14

0.46

MgO

0.23

0.1

1.34

0.37

0.46

0.93

CaO

1.95

0.26

3.73

2.86

2.59

5.37

Na2O

6.36

3.86

4.27

2.22

6.55

2.48

K2O

0.06

0.07

0.05

0.13

0.04

0.09

P‏‌2O5

2.3

4.2

1.5

1.4

2.3

2.7

LOI

100.18

100.14

100.15

100.02

100.16

99.88

Total

138.6

112.4

137.7

49.8

127.3

79.5

Rb

181.8

33.4

140.3

53.8

202.5

208.1

Sr

352

311

110

192

361

312

Zr

18.2

16.5

8.7

8

17.6

18.1

Nb

42.4

43.5

19.6

14

39.8

7.3

La

86.7

94.2

40.3

30.9

83.5

14.8

Ce

9.16

10.33

4

3.55

8.86

1.53

Pr

33.6

39.4

15.3

13.3

35.7

4.9

Nd

6.5

6.6

2.8

2.9

6.1

1.1

Sm

1.15

0.99

0.46

0.62

0.97

0.18

Eu

5.91

5.14

2.72

3.18

5.11

0.85

Gd

0.98

0.8

0.46

0.5

0.8

0.18

Tb

5.89

4.77

2.50

2.76

4.82

1.31

Dy

1.18

1.06

0.57

0.6

1.15

0.33

Ho

3.64

3.19

1.65

2.18

3.28

1.26

Er

0.64

0.51

0.3

0.37

0.56

0.23

Tm

3.55

3.21

1.79

2.8

3.72

1.77

Yb

0.59

0.54

0.27

0.48

0.59

0.33

Lu

35

31

16

18

32

11

Y

1.5

0.8

3.7

0.7

1

1.6

Cs

1.4

1.2

1.2

0.7

1.4

1.2

Ta

10.1

9.1

3.6

4.8

10

8.4

Hf

17

23

35

29

17

39

V

16.3

14.5

12

7.4

16.4

12

Th

13.1

20.1

15.2

14.9

14.8

13.8

Ga

4.6

4

3.8

2.7

4.8

3.2

U

8.05

9.14

7.38

3.37

7.21

2.78

(La/Yb)N

0.57

0.52

0.51

0.62

0.53

0.57

Eu/Eu*


جدول 2- داده‌های زمین‏‌شیمیایی اکسید عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی)، عنصرهای فرعی و خاکی نادر (برپایه ppm) برای توده‏‌های آذرین درونی منطقه اکتشافی تنورجه

Tn-47

Tn-42

Tn-41

Tn-40

Tn-39

Tn-36

Tn-24

Tn-23

Sample No.

58°36'16"

58°36'59"

58°36'38"

58°36'43"

58°36'31"

58°36'31"

58°35'60"

58°35'52"

Longitude

35°23'13"

35°23'6"

35°23'16"

35°23'21"

35°23'15"

35°23'8"

35°22'52"

35°22'59"

Latitude

61.62

62.09

66.82

63.93

68.29

65.76

54.25

54.82

SiO2

0.71

0.72

0.56

0.73

0.66

0.49

0.88

0.87

TiO2

16.1

15.85

14.65

16.31

15.3

15.19

16.69

16.75

Al2O3

5.64

6.1

4.51

6.67

3.51

4.27

7.92

7.56

FeOt

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.04

0.09

0.09

MnO

2.33

0.54

0.49

0.45

0.83

0.81

3.18

3.1

MgO

2.05

1.23

0.45

1.09

0.29

1.77

5.56

5.52

CaO

4.58

5.09

2.99

3.38

1.43

3.24

3.91

3.94

Na2O

1.83

3.02

5.41

1.82

5.11

4.77

3.27

3.2

K2O

0.16

0.06

0.12

0.12

0.09

0.14

0.28

0.27

P‏‌2O5

5

5.2

4.1

5.5

4.5

3.6

4

3.9

LOI

100.03

99.91

100.11

100.01

100.02

100.08

100.03

100.02

Total

70.9

91.7

134.9

56.1

148.1

133.9

69.9

67.3

Rb

282.1

292.5

261.9

263.5

103.8

318.4

372.2

358.7

Sr

161

225

254

207

257

149

159

156

Zr

9

13.1

13.4

11.4

13.7

8.1

8.2

7.6

Nb

20.8

27.7

15.3

22.6

25.2

27.4

22.2

22

La

44.2

55.8

30.8

48.6

55.5

50.5

49.6

48.6

Ce

5.38

6.37

3.38

5.63

6.19

5.35

5.65

5.6

Pr

22.3

23.3

13.4

21.5

25.5

17.7

25.9

26.2

Nd

5.7

4.2

2.7

4.5

4.5

3.6

5.1

5.2

Sm

1.28

0.75

0.46

0.8

0.67

0.86

1.35

1.31

Eu

4.56

2.56

2.08

3.22

3.11

2.71

4.95

4.77

Gd

0.89

0.47

0.4

0.51

0.58

0.51

0.83

0.78

Tb

4.75

2.34

2.54

2.82

3.31

2.49

4.80

4.52

Dy

0.97

0.51

0.56

0.55

0.74

0.55

0.87

0.9

Ho

3

1.56

1.92

1.77

2.25

1.43

2.71

2.59

Er

0.43

0.25

0.36

0.31

0.34

0.24

0.42

0.37

Tm

2.8

1.81

2.18

1.89

2.29

1.56

2.69

2.44

Yb

0.43

0.29

0.42

0.3

0.42

0.27

0.4

0.43

Lu

29

14

19

17

23

16

25

25

Y

5

3

1.3

3.5

1.6

4.4

5

4.5

Cs

0.6

1.1

1.1

0.8

1.1

0.8

0.7

0.6

Ta

4.4

5.8

7.1

6

7.8

4.3

4.6

4.6

Hf

165

108

95

184

97

97

215

203

V

7.7

9

12.7

7.5

9.3

14.3

7.2

6.3

Th

17.1

17.2

13

15.2

16.9

16.1

16.9

15.8

Ga

2.3

3.1

3.1

2.8

2.9

3.6

1.8

1.7

U

5.01

10.32

4.73

8.06

7.42

11.84

5.56

6.08

(La/Yb)N

0.77

0.70

0.59

0.64

0.55

0.84

0.82

0.8

Eu/Eu*


جدول 2- ادامه (* نمونه‏‌ها از: Ajayebi، 2008)

Pt-12*

Pt-11*

Tn-78

Tn-76

Tn-55

Tn-53

Tn-51

Tn-49

Sample No.

58°36'16"

58°36'1"

58°36'58"

58°37'4"

58°36'35"

58°30'22"

58°36'50"

58°36'60"

Longitude

35°23'20"

35°23'18"

35°22'54"

35°23'12"

35°22'54"

35°23'7"

35°23'17"

35°23'21"

Latitude

69.7

65.73

60.83

61.19

68.78

67.32

66.02

68.76

SiO2

0.61

0.61

0.72

0.73

0.56

0.68

0.52

0.56

TiO2

15.25

15.63

15.02

14.06

14.88

14.77

13.6

14.92

Al2O3

1.99

5.62

7.32

6.95

2.95

7.38

5.7

3.97

FeOt

0.01

0.05

0.15

0.13

0.01

0.01

0.01

0.01

MnO

0.11

1.64

3.6

3.58

0.26

0.71

0.19

0.46

MgO

0.49

0.67

5.2

5.4

0.46

0.52

0.6

0.6

CaO

3.81

0.6

3.11

3.62

4.47

0.26

2.4

2.11

Na2O

6.16

6.88

2.89

3.06

4.88

3.7

6.58

5.31

K2O

0.12

0.2

0.22

0.21

0.06

0.21

0.12

0.08

P‏‌2O5

1.9

2.4

1.02

0.86

2.8

4.5

4.4

3.3

LOI

100.15

100.03

100.08

99.79

100.11

100.06

100.14

100.08

Total

120.7

146.3

75.2

74.1

99

88.7

136.8

105.1

Rb

178.6

97.8

453.1

425.4

200.5

178.3

307.2

146.1

Sr

296

244

189

206.4

323

251

266

353

Zr

15.1

13.4

11.1

11.2

18.9

14.2

15.1

20.1

Nb

16.2

18.3

25.2

24.4

31.6

28.1

25.5

41.4

La

45.4

45.6

51.2

52.0

65.3

57.1

55.8

85.1

Ce

5.83

5.83

6.3

6.32

7.37

5.99

6.22

9.6

Pr

22.3

25.7

24.8

25.3

28.1

22.7

23.8

36.8

Nd

4.8

7.1

5.11

5.29

5.2

4.5

4.7

7.7

Sm

0.86

1.23

1.18

1.29

0.96

0.81

0.8

1.3

Eu

3.57

9.88

5.12

5.17

4.18

3.22

3.41

5.17

Gd

0.66

1.61

0.84

0.76

0.74

0.57

0.62

0.9

Tb

3.98

9.13

4.53

4.9

4.56

3.22

3.49

4.90

Dy

0.86

1.77

0.89

0.92

0.98

0.82

0.8

1.04

Ho

2.91

4.79

2.54

2.58

3.07

2.69

2.42

3.46

Er

0.5

0.74

0.4

0.4

0.53

0.42

0.41

0.53

Tm

3.14

4.13

2.72

2.76

3.15

2.69

2.53

3.28

Yb

0.48

0.6

0.4

0.44

0.56

0.47

0.44

0.58

Lu

23

48

25

25.5

30

24

24

32

Y

1.1

0.9

1.3

1.4

0.6

1.9

1.5

1.4

Cs

1.2

1

0.8

0.9

1.4

1

1.2

1.5

Ta

7.7

6.8

5.1

5.4

8.5

6.7

7.3

9.1

Hf

42

64

175

184

27

97

74

24

V

13.5

9.8

8.6

8.9

13.3

10.2

13.7

17.4

Th

14.8

21.9

16.4

16.9

11.8

16.4

15.4

16.6

Ga

4.1

3.2

2.1

2.3

4.1

2.9

3.2

4.5

U

3.48

2.99

6.25

5.96

6.76

7.04

6.8

8.51

(La/Yb)N

0.64

0.45

0.71

0.75

0.63

0.65

0.61

0.63

Eu/Eu*


جدول 2- ادامه (* نمونه‏‌ها از: Ajayebi، 2008)

Pt-53*

Pt-49*

Pt-43*

Pt-39*

Pt-35*

Pt-31*

Pt-13*

Sample No.

58°36'42"

58°36'53"

58°36'43"

58°36'37"

58°36'32"

58°36'22"

58°36'1"

Longitude

35°22'55"

35°23'13"

35°23'24"

35°23'10"

35°23'10"

35°23'7"

35°23'18"

Latitude

69.6

66.55

61.65

59.18

66.44

65.29

61.76

SiO2

0.53

0.57

0.62

0.8

0.47

0.43

0.85

TiO2

13.58

18.1

15.99

16

15.55

15.13

15.72

Al2O3

4.21

1.74

6.07

6.72

4.44

7.9

6.33

FeOt

0.01

0.01

0.02

0.01

0.03

0.01

0.15

MnO

0.18

0.14

2.17

1.63

0.86

0.18

3.81

MgO

0.49

0.61

2.11

1.76

0.75

0.87

2.15

CaO

3.82

4

4.08

5.68

4.25

3.87

4.05

Na2O

4.23

5.67

2.37

1.8

4.53

2.96

1.58

K2O

0.06

0.04

0.15

0.05

0.12

0.04

0.27

P‏‌2O5

3.4

2.6

4.8

6.4

2.7

3.4

3.3

LOI

100.11

100.03

100.03

100.03

100.014

100.08

99.97

Total

91.7

180.8

88.6

87.2

130.9

81.9

45.9

Rb

190.8

345.2

280.6

285.4

259.6

282.8

307.9

Sr

273

145

155

184

153

167

215

Zr

14.7

7.3

7.7

9.3

7.3

6.9

12.2

Nb

33.6

5.5

15.8

26.8

11.1

5.4

27.3

La

70.4

10.8

37.3

57.7

21.3

9.3

59.5

Ce

7.52

1.11

4.54

6.43

2.09

0.82

6.98

Pr

28.1

4.4

20.2

26.1

8.6

2.8

28.8

Nd

5.1

0.9

5

5.1

1.4

0.4

5.9

Sm

1.04

0.32

1.26

1.14

0.4

0.17

1.31

Eu

4.83

0.88

5.49

5.55

1.06

0.41

5.49

Gd

0.76

0.12

0.91

0.95

0.12

0.05

0.86

Tb

4.54

0.77

5.02

5.3

0.76

0.29

4.61

Dy

0.87

0.14

1.08

1.06

0.18

0.09

0.99

Ho

2.67

0.47

2.88

2.98

0.45

0.33

3.14

Er

0.46

0.1

0.48

0.44

0.1

0.07

0.51

Tm

2.63

0.66

2.81

2.44

0.58

0.51

2.88

Yb

0.44

0.14

0.46

0.39

0.12

0.1

0.46

Lu

28

4

30

31

5

3

30

Y

0.7

2.4

6

4.5

2.3

4.2

1.9

Cs

1.1

0.9

0.7

0.8

0.9

0.9

0.9

Ta

8

4.4

4.7

5.4

4.9

5.1

6.3

Hf

35

94

159

151

102

49

112

V

12.9

12.5

10.4

7.1

15.1

20.5

9

Th

13.3

15.4

15.1

18.8

14.4

16.1

15.4

Ga

3.4

4.2

2.1

2.3

2.7

2.9

2.4

U

8.61

5.62

3.79

7.41

12.9

7.14

6.39

(La/Yb)N

0.64

1.10

0.74

0.66

1

1.28

0.7

Eu/Eu*


 

 

مقدار SiO2 سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه بررسی‏‌شده از 94/69 تا 63/77 درصد و توده‏‌‌های آذرین درونی از 25/54 تا 7/69 درصد وزنی است (جدول‌های 1 و 2). ازآنجایی‌که مقدار نسبت Zr/TiO2 در سنگ‌های آتشفشانی از یک کمتر است، در نمودار SiO2 در برابر Zr/TiO2، همه نمونه‏‌ها در گسترة ریولیت، داسیت و ریوداسیت جای گرفته‏‌اند (شکل 4- A). همچنین، ازآنجایی‌که مقدار Na2O+K2O در بیشتر نمونه‌های توده‏‌های آذرین درونی برابر 5 تا 10 درصد وزنی است، در نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O، این سنگ‌ها در گسترة دیوریت، مونزونیت، کوارتزمونزونیت، گرانودیوریت و گرانیت جای گرفته‌اند (شکل 4- B).


 

 

شکل 4- سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه تنورجه (شمال‌خوری کاشمر) در: A) نمودار نامگذاری پیشنهادیِWinchester و Floyd (977)؛ B) نمودار نامگذاری پیشنهادیِ Middlemost (1985)؛ C) نمودار K2O در برابر SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ D) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Maniar and Piccoli, 1989)

 

 

جایگیری برخی توده‏‌های آذرین درونی مونزونیتی در گسترة گرانیت و گرانودیوریت پیامد سیلیسی‏‌شدن و افزوده‏‌شدن مقداری کوارتز ثانویه به سنگ است. مقدار K2O در سنگ‏‌های آتشفشانی برابر 22/2 تا 55/6 درصد وزنی و در توده‏‌های آذرین درونی برابر 58/1 تا 88/6 درصد وزنی است (جدول‌های 1 و 2). در نمودار K2O در برابر SiO2 (شکل 4- C)، همه نمونه‌های توده‏‌های آذرین درونی و سنگ‏‌های آتشفشانی در گسترة کالک‏‌آلکالن معمولی تا شوشونیتی پراکنده شده‏‌اند. افزایش مقدار K2O در نمونه‏‌ها تا محدوده شوشونیتی بیشتر پیامد دارابودن مقداری سرسیت و کانی رسی در آنهاست. ازآنجایی‌که توده کوارتزدیوریت تا مونزودیوریت که کمترین دگرسانی را دارد، در گسترة کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا جای دارد، این سنگ‌ها بیشتر کالک‏‌آلکالن معمولی تا پتاسیم بالا هستند. همچنین، در پی دگرسانی و دارابودن سرسیت و کانی رسی در نمونه‏‌ها، بیشتر آنها در نمودار A/CNK در برابر A/NK در محدوده پرآلومینوس جای گرفته‌اند؛ اما توده کوارتز دیوریت تا مونزودیوریت با کمترین میزان دگرسانی، سرشت متاآلومینوس نشان می‏‌دهد (شکل 4- D).

عنصرهای REE در برابر عنصرهای دیگر، کمتر دچار هوازدگی و دگرسانی‏‌های گرمابی می‌شوند، پس الگوی فراوانی آنها خاستگاه‌های آذرین سنگ‏‌ها را بهتر نشان می‌دهد (Boynton, 1985; Rollinson, 1993). نمودار عنصرهای خاکی نادر (REE) سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی منطقه تنورجه که در برابر کندریت بهنجارشده است‏‌، غنی‏‌شدگی نسبی از عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) نشان می‏‌دهد؛ هرچند عنصرهای HREE نیز روندی کمابیش هموار نشان می‏‌دهند (شکل‌های 5- A و 5- B). الگوی عنصرهای REE و کم‏‌بودن نسبت (La/Yb)N (78/2 تا 14/9 در سنگ‏‌های آتشفشانی و 99/2 تا 9/12 در توده‏‌های آذرین درونی) در همه نمونه‏‌ها نیز پیدایش ماگما در ژرفای کمتر از گستره پایداری گارنت در ناحیه خاستگاه را نشان می‌دهند. همچنین، عنصر Eu در بیشتر نمونه‏‌ها ناهنجاری منفی نشان می‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار Eu/Eu* در سنگ‏‌های آتشفشانی برابر 51/0 تا 97/0 و در توده‏‌های آذرین درونی برابر 45/0 تا 84/0 است (جدول‌های 1 و 2؛ شکل‌های 5- A و 5- B). کم‏‌بودن این مقدار می‏‌تواند پیامد پلاژیوکلازداربودن خاستگاه و یا تبلوربخشی این کانی باشد. تنها 3 نمونه از توده‏‌های مونزونیتی مقدار Eu/Eu* برابر 1 تا 28/1 دارند و الگوی REE متفاوتی را به نمایش گذاشته‏‌اند، که این پدیده پیامد دگرسانی و یا تفاوت خاستگاه آنها با دیگر توده‏‌های آذرین درونی است.

عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LILE)، عنصرهایی ناسازگار و متحرک هستند؛‌ اما عنصرهای واسطه با شدت میدان بالا (HFSE) و برخی عنصرهای تحولی در شرایط دگرگونی و دگرسانی، عنصرهایی سازگار و کمابیش نامتحرک هستند. غلظت عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ به فاز شاری وابسته است؛ اما غلظت عنصرهای واسطه با شدت میدان بالا به شیمی سنگ خاستگاه و فرایندهای ذوب- تبلور وابستگی دارد (Rollinson, 1993). نمودار‏‌ عنکبوتی عنصرهای فرعی و برخی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه برای سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی تنورجه، در شکل‌های 5- C و 5- D نشان داده ‏‌شده ‏‌است. در کل، عنصرهای LILE (K، Rb و Cs)، عنصرهای ناسازگاری که رفتار همانند آنها دارند (مانند: Th، U) و عنصرهای LREE (La, Ce, Pr) در برابر عنصرهای HFSE (Nb، Ti) و عنصرهای HREE (Yb، Lu)، در همه نمونه‏‌ها در برابر گوشته اولیه غنی‏‌شدگی دارند. اندکی از تفاوت‏‌ها نیز با تغییر ترکیب کلی سنگ، میزان دگرسانی و شدت تحرک عنصر مربوطه هنگام فرایند دگرسانی‏‌های گرمابی وابسته هستند (شکل‌های 5- C و 5- D). ناهنجاری منفی فسفر در نمونه‏‌ها پیامد جدا‏‌شدن آپاتیت از ماگماست (Wu et al., 2003).


 

 

 

شکل 5- A) نمودار بهنجارشده عنصرهای خاکی نادر در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1985) برای سنگ‏‌های آتشفشانی تنورجه (شمال‌خاوری کاشمر)؛ B) نمودار بهنجار شده عنصرهای خاکی نادر در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1985) برای توده‏‌های آذرین درونی تنورجه (شمال‌خاوری کاشمر)؛‌ C) نمودار بهنجار شده عنصرهای فرعی و خاکی نادر در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‏‌های آتشفشانی تنورجه؛ D) نمودار بهنجار شده عنصرهای فرعی و خاکی نادر در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای توده‏‌های آذرین درونی منطقه تنورجه؛ E) سنگ‏‌های آتشفشانی تنورجه در نمودار سه‌تایی Hf-Th-Nb (Wood, 1980)؛ F) توده‏‌های آذرین درونی تنورجه در نمودار پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) (VAG: گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی؛ WPG: گرانیتوییدهای درون‌‌صفحه‏‌ای؛ ORG: گرانیتوییدهای پشته ‌میان‌اقیانوسی؛ syn-COLG: گرانیتوییدهای هم‌زمان با برخورد قاره‏‌ها؛ CAB: بازالت‏‌های مرز قاره، IAT: توله‌ایت‏‌ جزیره‌های کمانی؛ WPA: آندزیت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای؛ WPT: توله‌ایت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای؛ MORB: بازالت‏‌های پشته‏‌های میان‌اقیانوسی)


 


بر پایه مقدار عنصرهای Nb، Hf و Th در نمودار سه‌تایی Wood (1980)، جایگاه زمین‌ساختی پیدایش سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده، پهنه‌های آتشفشانی مرز قاره (CAB) است (شکل 5- E). همچنین، در نمودار Rb در برابر Ta+Yb، توده‏‌های آذرین درونی منطقه تنورجه همانند گرانیتوییدهای پهنه فرورانش (VAG) هستند (شکل 5- F).

 

سن‏‌سنجی زیرکن در توده مونزونیتی به روش U-Pb

از نمونه‏‌های برداشت‌شده از توده‏‌ کوارتزمونزونیت پورفیری بارور، پس از بررسی‌های دقیق سنگ‏‌نگاری و سنگ‌شناسی، یک نمونه برای سن‏‌سنجی برگزیده شد. داده‌های محاسبه و سن‌سنجی ایزوتوپی در جدول 3 و شکل‌های 6- A و 6- B آورده شده‌اند.

 

جدول 3- داده‌های سن‏‌سنجی زیرکن به روش U-Pb برای توده کوارتزمونزونیت پورفیری تنورجه (شمال‌خاوری کاشمر)

Samples No.

U (ppm)

206Pb/204Pb

U/Th

206Pb*/207Pb*

±(%)

207Pb*/235U*

±(%)

206Pb*/238U

±(%)

Best age (Ma)

± (Ma)

Spot 10

529

26156

2.2

13.4894

3.9

0.0606

4.4

0.0059

1.9

38.1

0.7

Spot 4

905

47797

1.7

21.1805

2.3

0.0389

4.0

0.0060

3.2

38.4

1.2

Spot 15

226

9722

1.1

22.6065

4.0

0.0370

4.5

0.0061

2.1

39.0

0.8

Spot 1

520

28149

0.9

21.4896

3.9

0.0393

5.5

0.0061

3.9

39.3

1.5

Spot 3

1014

34231

1.4

19.5484

3.4

0.0432

4.8

0.0061

3.3

39.3

1.3

Spot 5

88

5694

1.3

20.8875

5.9

0.0404

6.6

0.0061

2.9

39.4

1.1

Spot 16

209

8957

1.0

21.9025

3.7

0.0387

4.2

0.0061

2.1

39.5

0.8

Spot 7

604

43163

1.8

21.1045

2.7

0.0405

4.0

0.0062

2.9

39.8

1.1

Spot 8

185

25445

1.1

22.3040

5.4

0.0386

5.9

0.0062

2.4

40.1

1.0

Spot 17

164

9704

1.3

22.1759

5.2

0.0388

5.5

0.0062

1.8

40.1

0.7

Spot 6

134

45212

1.0

22.5668

5.7

0.0389

6.5

0.0064

3.1

40.9

1.2

Spot 14

1700

41905

4.9

21.0441

1.7

0.0418

2.6

0.0064

2.0

41.0

0.8

Spot 2

103

28050

1.4

21.0389

5.3

0.0420

5.8

0.0064

2.3

41.2

1.0

Spot 13

70

63540

1.5

15.5839

7.2

0.0574

7.6

0.0065

2.3

41.7

1.0

Spot 12

62

42773

1.4

19.3132

6.5

0.0467

7.0

0.0065

2.7

42.1

1.1

Spot 9

172

6656

1.0

9.5442

8.8

0.0981

9.1

0.0068

2.5

43.6

1.1

Spot 11

361

6839

2.6

7.3225

4.9

0.1305

5.6

0.0069

2.9

44.5

1.3

 

 

بر پایه 17 نقطه اندازه‏‌گیری روی دانه‏‌های زیرکن، سن توده آذرین درونی کوارتزمونزونیتی، برابر با 8/39 میلیون سال پیش به‌دست‌ آمد (جدول 3؛ شکل‏‌های 6- A و 6- B). پس توده آذرین درونی کوارتزمونزونیتی در ائوسن میانی (Bartonian) در مجموعه سنگ‏‌های آتشفشانی نفوذ کرده است. از سوی دیگر، نسبت U/Th در زیرکن، ابزار خوبی برای سنجش سنگ‌زایی است؛ زیرا معمولاً در زیرکن‏‌های دگرگونی، نسبت U/Th بیشتر از 5 تا 10 و در زیرکن‏‌های آذرین کمتر از 5 تا 10 است (Rubatto et al., 2001; Rubatto, 2002; Williams, 2001). این نسبت در زیرکن‏‌های بررسی‌شده کمتر از 9/4 است که نشان‏‌دهندة سرشت ماگمایی زیرکن‏‌هاست (جدول 3). پس برپایه این ویژگی، همراه با تحمل دمایی بالای زیرکن، داده‌های U-Pb به‌دست‌آمده نماینده سن تبلور توده آذرین دانسته می‌شوند (Cherniak and Watson, 2000).


 

 

 

شکل6- توده کوارتزمونزونیت پورفیری در A) نمودار میانگین سن به‌دست‌آمده برپایه داده‌ ایزوتوپی؛ B) نمودار کنکردیا برای زیرکن‏‌های سن‏‌سنجی‌شده به روش U-Pb

 

 

ایزوتوپ‏‌هایRb-Sr و Sm-Nd توده‏‌های آذرین درونی

مقدارهای 87Sr/86Srو 143Nd/144Nd اولیه در منطقه تنورجه با تجزیه نمونه کل سنگ و برپایه سن به‌دست‌آمده از زیرکن در جدول 3 به‌دست آمده‌اند. نسبت‌های ایزوتوپ اولیه 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd برای توده کوارتزمونزونیتی بارور، برپایه سن 40 میلیون سال پیش، به‌ترتیب برابر با 705673/0 و 512524/0 هستند (جدول‌های4 و 5). میزان ایزوتوپ اولیه εNdi در نمونه یادشده برابر با 22/1- است (جدول 5). همچنین، نسبت ایزوتوپ اولیه 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd برای توده دیوریتی عقیم، برپایه سن 40 میلیون سال پیش، به‌ترتیب برابر با 705158/0 و 512570/0 است (جدول‏‌های 4 و 5). میزان ایزوتوپ اولیه εNdi در نمونه یادشده برابر با 32/0- است (جدول 5). برپایه مقدار 87Sr/86Sr اولیه نزدیک به 705/0، مقدار 143Nd/144Nd برای گرانیتوییدهای تنورجه، نزدیک به 5125/0 و εNdi کمتر از 5/1- به‌دست ‌آمد. موقعیت این توده‏‌ها نزدیک به محدوده بازالت‏‌های جزیره‌های کمانی (IAB) است و خاستگاه ماگما از گوة گوشته‌ای جای‌گرفته روی صفحه فرورانده شده است (شکل 7). افزایش مقدار 87Sr/86Sr اولیه از 705/0 و کاهش εNdi  به کمتر از صفر، به‌ویژه برای توده کوارتزمونزونیتی، به آلودگی ماگما با پوسته بالایی هنگام بالاآمدن به‌سوی بالا مربوط است. کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی توده‏‌ها نیز نشان‏‌دهنده سرشت گرانیتوییدهای سری مگنتیت (اکسیدان) نوع I پدیدآمده در پهنه فرورانش است.


 

جدول 4- داده‏‌های ایزوتوپی مربوط به ایزوتوپ‏‌های Rb-Sr برای توده‌های آذرین درونی تنورجه (شمال‌خاوری کاشمر)

Sample No.

AGE (Ma)

Rb (ppm)

Sr (ppm)

87Rb/86Sr

(87Sr/86Sr)m (2σ)

(87Sr/86Sr) initial

Diorite

40

73.0

357

0.5903

0.705493

0.705158

Quartz monzonite

40

131.0

260

1.4561

0.706500

0.705673

m: measured

Errors are reported as 1σ (95% confidence limit)

The initial ratio of 87Sr/86Sr calculated using 87Rb/86Sr and (87Sr/86Sr) m and an age 40 (age based on zircon)

 

جدول 5- داده‏‌های ایزوتوپی مربوط به ایزوتوپ‏‌های Sm-Nd برای توده‌های آذرین درونی تنورجه (شمال‌خاوری کاشمر)

Sample No.

Sm  (ppm)

Nd (ppm)

147Sm/144Nd

(143Nd/144Nd) m (2σ)

143Nd/144Nd initial

εNdi

Diorite

5.10

26.1

0.1182

0.512601

0.512570

-0.32

Quartz monzonite

1.4

8.6

0.0985

0.512550

0.512524

-1.22

m: measured

Errors are reported as 1σ (95% confidence limit)

The initial ratio of 143Nd/144Nd calculated using 147Sm/144Nd and (143Nd/144Nd) m and an age 40 (age based on zircon)

εNdi: initial εNd value

 


 

شکل 7- جایگاه جایگیری گرانیتوییدهای منطقه تنورجه (شمال‌خاوری کاشمر) برپایه نسبت 87Sr/86Sr به εNd (نمودار اولیه از Zindler، 1986)

 

بحث

منطقه اکتشافی تنورجه بیشتر از سنگ‏‌های آتشفشانی با ترکیب ریولیتی- ریوداسیتی پوشیده شده است. در این منطقه، در پی نفوذ توده‏‌های نیمه‌ژرف مونزونیتی با سن 8/39 میلیون سال پیش در ائوسن میانی (Bartonian)، دگرسانی گسترده‌ای روی داده و به‌دنبال آن کانی‏‌سازی طلا- مس پورفیری رخ داده است. برپایه ویژگی‌های صحرایی و نوع دگرسانی و نبود کانی‏‌سازی، توده‏‌های دیوریتی باید اندکی جوان‌تر از توده‏‌های مونزونیتی باشند. سن به‌دست‌آمده برای سنگ‌های مونزونیتی تنورجه با سن به‌دست‌آمده برای سنگ‌های مونزونیتی شمال‌خاوری کاشمر که رویداد کانی‏‌سازی IOCG را در پی داشته‌‏‌اند (40 میلیون سال پیش) همخوانی نزدیکی دارد (Almasi et al., 2015). همچنین، Shafaii Moghadamو همکاران (2015) برای گرانیتوییدهای شمال کاشمر سن برابر 40 تا 41 میلیون سال پیش را پیشنهاد کرده‌اند. کانی‏‌سازی‏‌های مس در برخی بخش‌ها با این گرانیتوییدها دیده می‏‌شود. Golmohammadi و همکاران (2015) نیز سن توده خاستگاه کانی‏‌سازی اسکارن آهن سنگان را 39 میلیون سال پیش دانسته‌اند. داده‌های سن‏‌سنجی به‌دست‌آمده از بخش‌های گوناگون پهنه خواف- کاشمر- بردسکن نشان می‏‌دهد این پهنه ماگمایی در بازة 41 تا 39 میلیون سال پیش در ائوسن پدید آمده است و از آنجاییکه توان بالایی برای رویداد کانی‏‌سازی‌های گوناگون دارد، این بازه سنی دوره متالوژنی مهمی، به‌ویژه برای عنصرهای مس و طلا در شمال‌خاوری ایران، است. این در حالی ‌است که سن بیشتر کانی‏‌سازی‏‌های مس پورفیری در منطقه کرمان برابر 18 تا 6 میلیون سال پیش است (Aghazadeh et al., 2015) (مانند: سرچشمه 2/13 میلیون سال پیش و میدوک 5/12 میلیون سال پیش (McInnes et al., 2003)؛ دره‏‌زار 7/15 میلیون سال پیش، چاه فیروزه 19/16 میلیون سال پیش، ایجو 27/9 میلیون سال پیش و آبدر 19/6 میلیون سال پیش (Aghazadeh et al., 2015)). همچنین، سن کانی‏‌سازی‏‌های ارومیه- دختر مرکزی (پهنه ساوه- یزد) مانند دالی، برابر 17 تا 21 میلیون سال پیش (Ayati et al., 2013) و در کهنگ، برابر 17/15 میلیون سال پیش (Aghazadeh et al., 2015) است. سونگون با سن 21 میلیون سال پیش، هفت چشمه 27 میلیون سال پیش و مسجد داغی 46/20 میلیون سال پیش (Aghazadeh et al., 2015) نیز در منطقه ارسباران هستند؛ اما سن مس- طلا پورفیری‏‌های خاور ایران از کرتاسه پسین آغاز شده (منطقه گزو با سن 1/65 تا 9/65 میلیون سال پیش؛Mahdavi و همکاران، 2016) و به سن ائوسن (39 میلیون سال پیش) مانند خوپیک (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2015) و ماهرآباد (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2010) و سپس الیگوسن (33 میلیون سال پیش)، مانند ده سلم (Arjmandzadeh and Santos, 2014) می‏‌رسد. مقایسه سن‌های به‌دست‌آمده نشان می‏‌دهد سن کانی‏‌سازی طلا- مس پورفیری منطقه تنورجه به سن کانی‏‌سازی‏‌های مس- طلا پورفیری بلوک لوت نزدیک‌تر است.

ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی به‌ویژه روند غنی‏‌شدگی نسبی عنصرهای LREE در برابر HREE در الگوی بهنجارشده به ترکیب کندریت و غنی‏‌شدگی عنصرهای LILE در برابر HFSE در الگوی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Pearce, 1983; Gill, 1981; Wilson, 1989; Rollinson, 1993) در سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی منطقه تنورجه، نشان‌دهندة ماگماهای پدیدآمده در پهنه فرورانش هستند. این نکته در نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی نیز دیده می‏‌شود (شکل‌های 5- E و 5- F). همچنین، ویژگی‌های کانی‏‌شناسی (مانند دارابودن بیوتیت و هورنبلند و کانی مگنتیت که مهم‌ترین کانی کدر سنگ است)، سرشت کالک‏‌آلکالن سنگ‌های آذرین و بررسی‌های ایزوتوپی Sr-Nd توده‏‌های آذرین درونی نشان می‏‌دهند همه این سنگ‌ها گرانیتوییدهای نوع I (اکسیدان) هستند. این ویژگی‏‌ها نیز با نشانه‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی دیگرِ سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی پهنه خواف- کاشمر- بردسکن هماهنگی نزدیکی دارند (Mazloumi Bajestani and Rasa, 2010; Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Shafaii Moghadam et al., 2015; Golmohammadi et al., 2015; Almasi et al., 2015).

نسبت Sr/Y بیشتر با فراوانی نسبی گارنت، آمفیبول و پلاژیوکلاز در فاز بجامانده کنترل می‏‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که میزان بالای گارنت و مقدار کم آمفیبول و پلاژیوکلاز در فاز بجامانده نسبتSr/Y در مذاب را افزایش می‌دهد (Geng et al., 2009). در بیشتر سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی منطقه تنورجه نسبت Sr/Y کم است (به‌ترتیب برای سنگ‏‌های آتشفشانی برابر 9/1 تا 6/19 و برای توده‏‌های آذرین درونی برابر 2 تا 20) و این نکته نشان‏‌دهندة فراوانی بسیار کم گارنت و دارابودن آمفیبول و پلاژیوکلاز در فاز بجامانده است. این امر، ناهنجاری بیشتر منفی Eu نمونه‏‌های منطقه را توجیه می‏‌کند. تنها در سه نمونه از توده‏‌های آذرین درونی مقدار Sr/Y به بیش از 50 رسیده است و ناهنجاری Eu مثبت است. برای این رویداد ویژگی‌ها، دگرسانی و یا تفاوت خاستگاه پیشنهاد داده می‌شود. همچنین، در نمودار (La/Yb)N در برابر YbN، بیشتر نمونه‏‌ها به‌علت (La/Yb)N کم و YbN بالا، سرشت آداکیتی ندارند (شکل 8- A). این نکته با نسبت کم Sr/Y و ناهنجاری منفی Eu همخوانی دارد. ماگماهای کالک‏‌آلکالن در پهنه فرورانش، معمولاً در پی ذوب‌بخشی پریدوتیت گوة گوشته‌ای پدید می‌آیند که دچار سیال‌های آزادشده از صفحه اقیانوسی فرورانده باشد؛ اما ماگماهای آداکیتی از ذوب‌بخشی خود صفحه اقیانوسی فرورانده پدید می‌آیند (Tatsumi and Takahashi, 2006.). ازآنجایی‌که سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی منطقه تنورجه سرشت آداکیتی ندارند، پس نخستین پیشنهاد برای آنها پذیرفتنی‌تر است.

برای بررسی نوع کانی بجامانده در ناحیه خاستگاه و درجه ذوب‌بخشی از عنصرهای خاکی نادر بهره گرفته می‌شود. در اینباره، فراوانی عنصر بسیار ناسازگار La و کمتر ناسازگار Sm، ترکیب کلی ناحیه خاستگاه را توضیح می‌دهد؛ زیرا خاستگاه (پریدوتیت‏‌های سکانس گوشته‏‌ای) اسپینل‏‌دار و یا گارنت‏‌دار تمرکز این دو عنصر را به‌گونة متفاوتی کنترل نمی‏کنند (Aldanmaz et al., 2000). از سوی دیگر، نسبت Sm/Yb به ترکیب کانی‏‌شناسی ناحیه خاستگاه وابسته است؛ زیرا Yb در گارنت در برابر کلینوپیروکسن و یا اسپینل بسیار سازگار است. برای پی‏‌بردن به ترکیب کانی‏‌شناسی ناحیه خاستگاه و درجه ذوب‌بخشی نمونه‏‌های تنورجه از نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm بهره گرفته شد (شکل 8- B). ذوب‌بخشی اسپینل لرزولیت ماگمایی با نسبت‏‌های Sm/Yb همانند مقدار این نسبت در ناحیه خاستگاه ساخته است؛ اما میزان نسبت La/Sm و مقدار Sm با افزایش درجه ذوب‌بخشی کاهش نشان می‏‌دهند (Aldanmaz et al., 2000). پس مذاب‌هایی که از ذوب‌بخشی اسپینل لرزولیت پدید می‌آیند، روند ذوب‌بخشی همانند روند گوشته‌ای یا Mantle array (خطی دارند که از DM و PM گذر می‌کند (شکل 8- B). از سوی دیگر، در مذاب‌هایی که از ذوب کم تا متوسط گارنت لرزولیت‏‌ها پدید می‌آیند نسبت Sm/Yb بسیار بالاتر از این نسبت در خاستگاه گوشته‌ای‌شان است. نمونه‏‌های بررسی‏‌شده بیشتر میان خط‌های مربوط به اسپینل لرزولیت و اسپینل- گارنت لرزولیت جای می‏‌گیرند (شکل 8- B) و تنها 6 نمونه پایین‏‌تر از خط اسپینل لرزولیت هستند. این نکته نشان می‏‌دهد خاستگاه آنها یک گارنت- اسپینل لرزولیت بوده که مقدار اسپینل بیش از گارنت بوده است. همچنین، درجه ذوب‌بخشی بیشتر برابر 1 تا 5 درصد است (شکل 8- B). نسبت کمِ (La/Yb)N (78/2 تا 14/9 در سنگ‏‌های آتشفشانی و 99/2 تا 9/12 در توده‏‌های آذرین درونی)، نسبتSr/Y کم و ناهنجاری منفی Eu نشانة فراوانی اندک کانی بجاماندة گارنت در خاستگاه این توده‏‌هاست.


 

 

 

شکل 8- ترکیب سنگ‏‌های آذرین منطقه تنورجه در: A) نمودار (La/Yb)N در برابر YbN (Defant and Drummond, 1990)؛ B) تغییر عنصرهای خاکی نادر برپایه نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm (Aldanmaz et al., 2000) (روند گوشته‌ای (Mantle array) در این شکل (خط ضخیم) با ترکیب گوشته تهی‌شده نوع مورب (DM) (McKenzie and O'Nions, 1991) و گوشته اولیه (PM) (Sun and McDonough, 1989) شناخته می‏‌شود. منحنی‏‌های ذوب‌بخشی برای خاستگاه گوشته‌ای اسپینل لرزولیت (Ol53+Opx27+Cpx17+Sp11) و گارنت لرزولیت (Ol60+Opx20+Cpx10+gt10) با ترکیب‌های گوشته تهی‌شده نوع مورب و گوشته اولیه از (Aldanmaz et al., 2000) هستند. خط‌ها و شماره‌های روی منحنی‏‌های ذوب نشان‌دهنده درجه ذوب‌بخشی برای یک خاستگاه گوشته‌ای هستند. ترکیب N-MORB و E-MORB برگرفته از Sun و McDonough (1989) است)

 

 

همچنین، مقدارهای 87Sr/86Srو 143Nd/144Nd اولیه و میزان εNdi در توده‏‌های آذرین درونی منطقه تنورجه، خاستگاه‌گرفتن ماگما از گوشته‏‌ روی صفحه فرورانده (که هنگام بالاآمدن، اندکی با پوسته بالایی آلودگی پیدا کرده است) را نشان می‏‌دهد. آلودگی با پوسته بالایی برای توده مونزونیتی (بیرون از محدوده IAB جای گرفته و مقدار 87Sr/86Sr اولیه به سوی راست گرایش پیدا کرده است) که عامل رویداد کانی‏‌سازی پورفیری در منطقه تنورجه است، بیشتر است. همچنین، کاهیدگی Nb ویژگیِ ماگماهای پهنه فرورانش است و افزایش آن، آمیختگی هرچه بیشتر پوسته قاره‏‌ای را آشکار می‏‌کند (Zhang et al., 2006; Asran and Ezzat, 2012). در توده دیوریتی عقیم، مقدار Nb نزدیک به 11 گرم در تن است؛ ‌اما مقدار این عنصر در بیشتر نمونه‏‌های مونزونیتی بیش از 11 گرم در تن است و به 20 گرم در تن نیز رسیده است. آلودگی با پوسته بالایی و به‌دنبال آن، جدایش بلوری بیشتر ماگما، علت مهم بارورشدن توده مونزونیتی در برابر توده دیوریتی عقیم است.

 

نتیجه‏‌گیری

در منطقه تنورجه سنگ‌های آتشفشانی گسترده و دو دسته توده آذرین درونی نیمه‌ژرف دیده می‌شوند. توده‏‌های مونزونیتی با سن 8/39 میلیون سال پیش عامل رویداد کانی‏‌سازی و دگرسانی بوده و توده‏‌های دیوریتی عقیم تاخیری‏‌تر هستند. ویژگی‌های کانی‏‌شناسی، زمین‏‌شیمیایی و ایزوتوپی این مجموعه نشان می‏‌دهند همه این سنگ‌ها از گرانیتوییدهای نوع I (اکسیدان) هستند. سنگ‏‌های آذرین منطقه تنورجه از ذوب‌بخشی درجه پایین (بیشتر برابر 1 تا 5 درصد) گارنت- اسپینل لرزولیت گوشته‏‌ روی صفحه فرورانده‌ پدید آمده‌اند و هنگام بالاآمدن، ماگما اندکی با پوسته بالایی آلودگی پیدا کرده است. نسبت کم (La/Yb)N و Sr/Y و ناهنجاری منفی Eu نشانة فراوانی اندک کانی بجاماندة گارنت در خاستگاه این توده‏‌ها هستند. برپایه بررسی‌های ایزوتوپی و زمین‏‌شیمیایی، میزان آلودگی ماگما با پوسته بالایی برای توده‏‌های مونزونیتی بارور بیش از توده‏‌های دیوریتی عقیم است. در منطقه تنورجه، سن رویداد کانی‏‌سازی و توده‏‌های آذرین درونی وابسته به آن بسیار همانند اندوخته‌های مس- طلا پورفیری بلوک لوت (مانند: ماهرآباد و خوپیک) است و از اندوخته‌های مس پورفیری بخش‌های گوناگون پهنه ارومیه– دختر کهن‏‌تر است.

پس برای دوره متالوژنی مهم، به‌ویژه برای عنصرهای مس و طلا در شمال‌خاوری ایران و در پهنه ماگمایی خواف- کاشمر- بردسکن، سن ائوسن پیشنهاد می‏‌شود. پهنه ماگمایی خواف- کاشمر- بردسکن پیامد فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر جنوب‌باختری صفحه اوراسیاست. تکمیل داده‌های سن‏‌سنجی و پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگما در این پهنه از بخش‌های گوناگون دید بهتری از وضعیت ژئودینامیکی آن را در آینده روشن می‌کند. همچنین، کمک شایانی به اکتشاف هر چه بیشتر اندوخته‌های معدنی این پهنه ماگمایی خواهد کرد.

 

سپاس‌گزاری

این مقاله با پشتیبانی مالی دانشگاه فردوسی مشهد از طرح پژوهشی شماره 37950/3 به‌تاریخ 25/5/1394 انجام شده است. از پروفسور فارمر در دانشگاه کلرادو امریکا برای انجام تجزیه‌های ایزوتوپی Sr-Nd و از دکتر جورج گرلز و ویکتور ولنسیا از گروه علوم‌زمین دانشگاه آریزونا برای انجام تجزیه‌ سن‏‌سنجی سپاس‌گزاری می‏‌کنیم.

Aghazadeh, M., Hou, Z., Badrzadeh, Z. and Zhou, L. (2015) Temporal–spatial distribution and tectonic setting of porphyry copper deposits in Iran: Constraints from zircon U–Pb and molybdenite Re–Os geochronology. Ore Geology Reviews 70: 385–406.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67-95.

Almasi, A., Karimpour, M. H., Ebrahimi Nasrabadi, K, Rahimi, B., Klötzli, U. and Santos, J. F. (2015) Geology, mineralization, U-Pb dating and Sr-Nd isotope geochemistry of intrusive bodies in northeast of Kashmar. Iraniain Journal of Economic Geology 1(7): 69-90 (in Persian).

Ajayebi, K. (2008) Geochemistry, petrogenesis, and source of hydrothermal fluid in Tannurjeh mineralization (north of Kashmar). Ph.D. thesis, Azad University, Tehran. Iran (in Persian).

Arjmandzadeh, R. and Santos, J. F. (2014) Sr–Nd isotope geochemistry and tectonomagmatic setting of the Dehsalm Cu–Mo porphyry mineralizing intrusives from Lut Block, eastern Iran. International Journal of Earth Sciences 103(1): 123–140.

Asran, M. and Ezzat, M. (2012) The pan- African calck- alkaline granitoids and the associated mafic microgranular enclaves (MME) around Wadi Abu Zawal area, North Eastern desert, Egypt: Geology, Geochemistry and petrogenesis. Journal of Biology and Earth Sciences 2: 1-16.

Ayati, F., Yavuz, F., Asadi, H. H., Richards, J. P. and Jourdan, F. (2013) Petrology and geochemistry of calc-alkaline volcanic and subvolcanic rocks, Dalli porphyry copper–gold deposit, Markazi Province, Iran. International Geology Reviews 55: 158–184.

Behrouzi, A. (1988) Geological Quadrangle Map of Fyezabad 1:100000, No.7760. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.

Boynton, W. V. (1985) Cosmochemistry of the rare earth elements, Meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 115-1522. Elsevier, Amsterdam, Netherland.

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

Cooke, D.R., Hollings, P. and Walshe, J. L. (2005) Giant porphyry deposits: characteristics, distribution and tectonic controls. Economic Geology 100: 801-818.

Cooke, D. R., Wilson, A. J. and Davies, A. G. S. (2004) Characteristics and genesis of porphyry copper- gold deposits. 24th Au Workshop. CODES special, publication No. 5, University of Tasmania, Tasmania, Australia.

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

Geng, H., Sun, M., Yuan, C., Xiao, W. J., Xian, W. S., Zhao, G. C., Zhang, L. F., Wong, K. and Wu, F. Y. (2009) Geochemical, Sr–Nd and zircon U–Pb–Hf isotopic studies of Late Carboniferous magmatism in the West Junggar, Xinjiang: implications for ridge subduction. Chemical Geology 266: 364–389.

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer, New York, US.

Golmohammadi, A., Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Mazaheri, S. A. (2015) Alteration-mineralization, and radiometric ages of the source pluton at the Sangan iron skarn deposit, northeastern Iran. Ore Geology Reviews 65: 545–563.

Golmohammadi, A., Mazaheri, S. A., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Karimpour, M. H. (2014) Zircon U-Pb dating and geochemistry of Sarkhar and Bermani granitic rocks, East of Sangan iron mine, Khaf. Iranian Journal of Petrology 5(17): 83-102 (in Persian).

Karimpour, M. H., Saadat, S. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2002) Exploration of Fe-oxide Cu-Au and magnetite deposits related to Khaf-Kashmar-Bardaskan volcanic-plutonic belt. 21th International Geosciences Congress, Tehran, Iran (in Persian).

Karimpour, M. H., Saadat, S. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2006) Geochemistry, petrology, and Mineralization of Tannurjeh porphyry gold-copper. Journal of Science (University of Tehran) (JSUT) 3(33): 173-185 (in Persian).

Keith, S. B. and Swan, M. M. (1995) The great Laramide porphyry copper cluster of Arizona, Sonora, and New Mexico: the tectonic setting, petrology, and genesis of a world-class porphyry metal cluster. In: Geology and Ore Deposits of the American Cordillera. (Eds. Coyner, A. R. and Fahey, P. L.) NV: 1667– 1747. Geological Society of Nevada, Reno, US.

Mahdavi, A., Karimpour, M. H., Mao, J., Hidarian Shahri, M. R., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Li, H. (2016) Zircon U-Pb geochronology, Hf isotopes and geochemistry of intrusive rocks in the Gazu copper deposit, Iran: Petrogenesis and geological implications. Ore Geology Reviews 72: 818-837.

Malekzadeh Shafaroudi, A., Karimpour, M. H. and Mazaheri, S. A. (2010) Rb–Sr and Sm–Nd isotopic compositions and Petrogenesis of ore-related intrusive rocks of gold-rich porphyry copper Maherabad prospect area (north of Hanich), east of Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 18 (2): 33-42.

Malekzadeh Shafaroudi, A., Karimpour, M. H. and Stern, C. R. (2015) The Khopik porphyry copper prospect, Lut Block, Eastern Iran: Geology, alteration and mineralization, fluid inclusion, and oxygen isotope studies. Ore Geology Reviews 65: 522-544.

Malekzadeh Shafaroudi, A., Karimpour, M. H. and Golmohammadi, A. (2013) Zircon U-Pb geochronology and petrology of intrusive rocks in the C-North and Baghak districts, Sangan iron mine, NE Iran. Jouranl of Asian Earth Science 64: 256–271.

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

Mazloumi Bajestani, A., Karimpour, M. H., Rasa, A., Rahimi, B. and Abedini, M. (2009) Torbat-e-Hydarieh Kuh-e-Zar Au deposit: a new model of gold mineralization. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 16(3): 363–376 (in Persian).

Mazloumi Bajestani, A. and Rasa, A. (2010) Petrology and alteration of intrusive rocks in Torbat-e-Hydarieh Kuh-e-Zar gold deposit. Iranian Journal of Economic Geology 1(1): 57–69 (in Persian).

McInnes, B. I. A., Evans, N. J., Belousova, E., Griffin, W. T. and Andrew, R. L. (2003) Timing of mineralization and exhumation processes at the Sar Cheshmeh and Meiduk porphyry Cu deposits, Kerman belt, Iran. In: Mineral Exploration and Sustainable Development (Eds. Eliopoulos et al.) 7th Biennial SGA Meeting, Athens, August, 24–28: 1197-1200. Millpress, Rotterdam, Holland.

McKenzie, D. and O'Nions R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth element concentrators. Journal of Petrology 32: 1021-1091.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks. Longman Publication Company, London, UK.

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

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

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

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data, Evaluation, Presentation, Interpretation. Harlow, UK, Longman, London, UK.

Rubatto, D., Williams, I. S. and Buick, I. S. (2001) Zircon, and monazite response to prograde metamorphism in the Reynolds Range Central Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 140: 458-468.

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

Shafaii Moghadam, H., Li, X. H., Ling, X. X., Santos, J. F., Stern, R. J., Li, Q. L. and Ghorbani, G. (2015) Eocene Kashmar granitoids (NE Iran): Petrogenetic constraints from U–Pb zircon geochronology and isotope geochemistry. Lithos 216–217: 118–135.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopy systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean: Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) 313–345. Geological Society, London, UK.

Tatsumi, Y. and Takahashi, T. (2006) Operation of subduction factory and production of andesite. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences 101: 145–153.

Whitney, D. L. and Evans. B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.

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

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

Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth Planetary Science Letter 50: 11– 30.

Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wilde, S. A., Lo, C. H., Yui, T. F., Lin, Q., Ge, W. C. and Sun, D. Y. (2003) Highly fractionated I-type granites in China (I): geochronology and petrogenesis. Lithos 66: 241-273.

Zhang, H., Zhang, L., Harris, N., Jin, L. and Honglin, Y. (2006) U–Pb zircon ages, geochemical and isotopic compositions of granitoids in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau: constraints on petrogenesis and tectonic evolution of the basement, Contributions to Mineralogy and Petrology 152: 75-88.

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