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
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [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]
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) |
1σ |
176Yb/177Hf |
2σ |
176Lu/177Hf |
2σ |
176Hf/177Hf |
2σ |
(176Hf/177Hf)i |
εHf(t) |
2σ |
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.
)