Cenozoic magmatism petrogenesis and evolution in the Sangan mining district: using zircon mineral chemistry

Document Type : Original Article

Authors

1 ِAssociate Professor, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

2 Professor, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

3 Professor, Department of Environment and Biodiversity, Geology Division, Paris-Lodron-University of Salzburg, A-5020 Salzburg, Austria

Abstract

Zircon is a significant mineral due to its ubiquitous occurrence, chemically resistant and refractory, that can survive both weathering and transport processes as well as high-temperature metamorphism and anatexis (Ballard et al., 2002). It can, therefore, be found in many igneous, metamorphic, and sedimentary rocks and is particularly common in plutonic rocks. Zircon acts as a valuable archive of geochemical information regarding geochronology studies (Hoskin and Schaltegger, 2003), a record of the parent rock oxygen isotopic ratio (Hawkesworth and Kemp, 2006), provide a proxy for processes such as crustal recycling by Hf isotopic composition (Scherer et al., 2007), reflect the oxidation state of parent magma by Ce and Eu anomalies (Trail et al., 2012), and temperature estimation by Ti content (Hofmann et al., 2014).
The Sangan mining district, the largest skarn iron ore district in Iran, is located in the northeastern part of the Alborz Magmatic Arc. Fourteen skarn anomalies occur along the contact of the syenite to the syenogranite Sarnowsar pluton in the north and the Sarkhar and the Bermani plutons in the southeast (Mehrabi et al., 2021).
Previous works have used the zircon U–Pb geochronology, whole rock geochemistry, and zircon chemistry to constrain the emplacement age, fertility of magmatism, and petrogenesis of these granites (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2015; Mazhari et al., 2017; Mehrabi et al., 2021; Ghasemi Siani et al., 2022), but neglected the importance of zircon trace element concentrations when interpreting the parental magma evolution. Here, we examine the trace elements of zircons from Sarnowsar and Sarkhar-Bermani intrusions, to verify the origin of these zircons and the evolution of the parent magma.
Regional Geology
The oldest rocks in the Sangan mining district include weakly metamorphosed Precambrian slates and metasiltstones. The Lower Jurassic Shemshak Formation consists of chert, weakly metamorphosed and metasomatized shale, siltstone, and red sandstone. The Middle Jurassic rocks are characterized by limestones and marls of the Dalichay Formation. The overlying Upper Jurassic Lar Formation composed of limestone, dolostone, and dolomitic limestone. Cretaceous formations are dominated by massive limestone, conglomerate, and intercalated crystal tuff. These metasedimentary formations are uncomfortably covered by the intermediate to felsic volcanic rocks crosscutting by plutonic rocks. Intermediate to felsic volcanic rocks cover an area of 10 km2 in the southwestern part of the Sangan mining district and extended within central ore bodies. Volcanic rocks include dacite, andesite, rhyolite, latite, and their pyroclastic equivalents.
Analytical methods
Zircon from Sarkhar and Bermani granitoids were analyzed at the State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan, using a laser ablation system, ICP-MS instrument (Agilent 7700a ICP-MS instrument). Also, samples from Sarnowsar granitoids were analyzed at the Nanjing Hongchuang Geological Exploration Technology Service Co. Ltd., China. Zircons were analyzed for trace elements using a laser energy density of 3.6 J/cm2, a spot size of 30 μm, and a repetition rate of 5 Hz.
Results
Analytical data of zircon trace element concentrate are presented in the supplementary Table. Results are plotted against the 206Pb/238U date for each zircon grain. Zircons from the intrusions have scattered geochemical signatures that show no correlation with U–Pb dates. Conversely, some geochemical parameters of zircons from the intrusive rocks show distinct temporal trends. For example, zircon Yb/Dy and Ce/Nd values broadly increase with age younging. It should be noted that the Th/U and Ce/Nd of the Sarnowsar zircons are higher than those of Sarkhar and Bermani intrusions.
Discussion
Correlations between rock type and the trace element compositions of zircon from a wide range of igneous rocks can be illustrated with a series of discriminant plots. For example, plots of Nb vs. Ta, Y versus Yb/Sm, and Y vs. Ce/Ce* and similar plots (Belousova et al., 2002) indicate that the studied zircons are classified as granitoid igneous type as a parental magma. The uniformly high Hf contents of zircons in this study point to their crystallization derived from a more evolved felsic magma, particularly Sarkhar and Bermani intrusions. The accompanying low Eu/Eu* ratios are indicative of plagioclase crystallization. The U/Yb ratio of zircons can be used to distinguish their origin (Grimes et al., 2015). Continental-arc zircons have U/Yb ratios mostly between 0.1 and 4, and low U/Yb ratios (<0.1) are characteristic of zircons derived from a mantle source. In the discrimination diagrams of U/Yb vs. Hf and U vs. Yb, all the obtained data are plotted in the continental-series area and are distinguishable from ocean crust zircons. In the U/Yb versus Nb/Yb diagram, both the whole-rock and zircon compositions show the characteristics of a magmatic-arc array. Overall, a continental-crust source for the zircons, mirroring the origin of the parent magma. The disparate geochemical behaviors of Hf, Th, and Nb within zircon provide a potential method for establishing the tectonic setting of host magma. The Nb content of arc magmas is depleted relative to magmas formed in within-plate settings (Pearce and Peat 1995), and as such, arc zircons possess lower Nb/Hf and higher Th/Nb ratios at a comparable degree of magmatic fractionation. Accordingly, bivariate discrimination diagrams of Th/U vs. Nb/Hf and Th/Nb vs. Hf/Th are meaningful tools for distinguishing within-plate (anorogenic) from arc-related (orogenic) settings (Hawkesworth and Kemp, 2006). The majority of zircons are plotted in the orogenic field, signifying a magmatic-arc or orogenic setting and a calc-alkaline parent magma.
Conclusion
Based on the trace-element composition of zircon grains, whole-rock trace-element contents, and patterns of two granitoid intrusions in the Sangan mining district, the following conclusions can be drawn:
- The disparate geochemical behaviors of U, Hf, Th, and Nb indicate a continental-crust source in a magmatic-arc tectonic setting.
- All of the studied zircons are located in the granitoid igneous rocks fields with a series of discriminant plots.
- The studied zircon grains of the Sarnowsar show relatively high Ce4+/Ce3+ ratios, pointing to their formation in an oxidized magmatic medium.
 
 

Keywords

Main Subjects


زیرکن معمولاً یک کانی فرعی در سنگ‌های آذرین متوسط تا اسیدی به‌شمار می‌رود (Ballard et al., 2002). زیرکن معمولاً مقادیر چشمگیری از عنصرهای جزیی و کمیاب گوناگون مانند عنصرهای خاکی نادر (REE)، U، Th و Hf را در ساختار خود جای می‌دهد. از این‏‌رو، یک کانی بسیار مهم با کاربردهای گوناگون و کلیدی در بررسی‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی است. محتوای بالای عنصرهای سازگار اورانیم و توریم در زیرکن (Watson et al., 1997)، دمای بسته‌شدن بالا برای انتشار عنصرها در زنجیرة واپاشی اورانیم (Heaman and Parrish, 1991) و مقاومت در برابر هوازدگی شیمیایی و فیزیکی (Harrison et al., 2007)، باعث شده‌اند کاربرد زیرکن در بررسی‌های سن‌سنجی بسیار دقیق باشد (Hoskin and Schaltegger, 2003). کاربردهای زمین‌شیمیایی دیگر زیرکن، شامل تعیین خاستگاه سنگ مادر بر پایة نسبت ایزوتوپی اکسیژن در زیرکن (Hawkesworth and Kemp, 2006; Kemp et al., 2007) و تعیین نقش فرایندهای پوسته‌ای در رخداد ماگماتیسم (Scherer et al., 2007) است. افزون‌بر آن، ناهنجاری های Ce و Eu در زیرکن نشان‌دهندة حالت اکسیداسیون ماگمای مادر (Trail et al., 2012) و محتوای Ti زیرکن دمای تبلور، را نشان می‌دهد (Watson et al., 2006; Harrison et al., 2007; Hofmann et al., 2014).

منطقة معدنی سنگان در امتداد تودة گرانیتوییدی سرنوسر در راستای باختری-خاوری به درازای 20 کیلومتر و پهنای 8 کیلومتر گسترش دارد. بررسی‌های بسیاری روی اسکارن‌زایی و ماگماتیسم گرانتیوییدی در منطقة معدنی سنگان انجام شده است (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2014, 2015; Mazhari et al., 2017; Mehrabi et al., 2021; Ghasemi Siani et al., 2022)، در این پژوهش سنگ‏‌زایی و تکامل ماگماتیسم منطقة معدنی سنگان بر پایة شیمی زیرکن بررسی شده است و داده‌های به‌دست‌آمده با شیمی سنگ کل مقایسه شده‌اند.

مختصری بر زمینشناسی منطقة معدنی سنگان و ماگماتیسم سنوزوییک

منطقة معدنی سنگان در شمال‌خاوری ایران در کرانة خاوری کمربند ماگمایی البرز جای گرفته است. کمربند ماگمایی البرز در بخش خاوری بیشتر از سنگ‌های آتشفشانی اسیدی تا حد واسط و توده‌های گرانیتوییدی با ترکیبی از سینیت، سینوگرانیت، گرانیت، گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت و دیوریت ساخته شده است (شکل 1-A) و متأثر از عملکرد گسل‌های فراوانی است که مهم‌ترین آن‌ها گسل درونه و شاخه‌های فرعی آن است. قدیمی‌ترین رخنمون‌های سنگی منطقة معدنی سنگان سنگ‌های آتشفشانی-رسوبی و رسوبی (مانند توف، آگلومرا، ریولیت، چرت، شیل‌های سیلیسی و آهک) به سن پرکامبرین (پروتروزوییک پسین) هستند که دچار دگرگونی ناحیه‌ای درجه کم، از نوع شیست سبز شده‌اند و در بخش‌های جنوبی و خاوری منطقه معدن سنگان رخنمون دارند (Golmohammadi et al., 2015) (شکل 1-B). سازند شمشک با سن ژوراسیک زیرین و ستبرای بیشتر از 500 متر، شامل چرت، شیل با درجه دگرگونی ضعیف، سیلتستون و ماسه‌سنگ قرمز است (Golmohammadi et al., 2015). سنگ‌های شیلی و سیلتستون‌ها را دایک‌هایی با ترکیب داسیتی قطع کرده‌اند. واحدهای ژوراسیک میانی شامل آهک و مارن‌های سازند دلیچای هستند. سازند لار با سن ژوراسیک بالایی از سنگ‌آهک، دولستون و سنگ‌آهک دولومیتی ساخته شده است و میزبان کانی‌سازی سنگ آهن اسکارنی است (Golmohammadi et al., 2015) (شکل 1-B). سازندهای کرتاسه در منطقة معدنی سنگان بیشتر شامل آهک ضخیم، کنگلومرا و توف بلورین است. واحد کنگلومرا و توف شامل مجموعه درهم‌آمیخته‌ای از سنگ‌های آذرآواری به‌صورت توف و کنگلومراهایی با قطعات آواری مانند سیلتستون و شیل است که بخش گسترده‌ای از حاشیه جنوبی منطقة معدنی سنگان را دربر می‌گیرد. سنگ‌های آتشفشانی شامل داسیت، آندزیت، ریولیت، لاتیت و هم ارزهای آذرآواری آنها در باختر منطقة معدنی سنگان گسترش دارند. دو تودة آذرین درونی سرنوسر، سرخر و برمانی با ترکیب بیشتر سینیت و سینوگرانیت در منطقة معدنی سنگان رخنمون دارند که کوارتزمونزونیت‌های پورفیری و سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب آندزیت تا ریولیت آنها را همراهی می‌کنند.

سن‌سنجی به روش اورانیم-سرب در زیرکن (جدول 1) نشان داد سینیت تا سینوگرانیت تودة آذرین درونی سرنوسر در بخش باختری منطقة معدنی سنگان به سن 6/0 ± 1/39 تا 5/0 ± 3/38 میلیون سال پیش (Golmohammadi et al., 2015) و در بخش‌های مرکزی سرنوسر به سن 6/0 ± 2/39 میلیون سال پیش (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013) است. این سن‌ها با سن‌های سینوگرانیت‌های بخش باختری و مرکزی (7/0 ± 6/39، 3/0 ± 3/39 و 4/0 ± 1/39) به‌دست آمده توسط مهرابی و همکاران (Mehrabi et al., 2021) همخوانی دارند. سن‌های به‌دست آمده از تودة آذرین درونی سرنوسر با سن اسکارن‌زایی (4/0 ± 7/39 تا 4/0 ± 5/39 میلیون سال) همخوانی دارد و نشان می‌دهد تودة آذرین درونی سرنوسر کانی‌سازی اسکارن در منطقة معدنی سنگان را به‌دنبال داشته است (Mehrabi et al., 2021). سنگ‌های سینوگرانیتی تودة آذرین درونی سرنوسر در بخش شمال‌خاوری منطقة معدنی سنگان سن 8/0 ± 5/42 تا 1/0 ± 9/43 میلیون سال پیش را نشان می‌دهند (Mazhari et al., 2017). کوارتز مونزونیت و سینوگرانیت میزبان کانی‌سازی در بخش‌های غربی منطقة معدنی سنگان به سن 8/0 ± 3/42 و 5/0 ± 0/40 میلیون سال پیش است (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013). تودة آذرین درونی سرخر و برمانی در بخش جنوب‌خاوری منطقة معدنی سنگان سن 6/0 ± 6/40 میلیون سال پیش را برای هورنبلند-بیوتیت سینوگرانیت و 7/0 ± 8/40 میلیون سال پیش را برای هورنبلند-بیوتیت مونزوگرانیت نشان می‌دهد (Golmohammadi et al., 2014). این سن‌ها با سن‌های به‌دست‌آمده توسط قاسمی سیانی و همکاران (Ghasemi Siani et al., 2022) همخوانی دارند که نشان می‌دهد سن مونزوگرانیت در تودة آذرین درونی سرخر و برمانی به‌ترتیب‌ 6/0 ± 7/41 و 3/0 ± 9/41 میلیون سال پیش است؛ اما سینوگرانیت در تودة آذرین درونی سرخر به سن‌ 3/0 ± 8/37، 8/1 ± 9/37 و 8/1 ± 4/37 میلیون سال پیش است (Ghasemi Siani et al., 2022). بررسی‌های پیشین نشان دادند گرانیتویید سرنوسر در بازة دمایی بیشتری نسبت به گرانیتویید سرخر و برمانی پدید آمده است و آنومالی مثبت Ce و نسبت‌های بالاترCe4+/Ce3+ دارد. از این‏‌رو، گرانیتویید سرنوسر عامل کانی‌سازی اسکارن در منطقة معدنی سنگان بوده است و از نوع بارور تلقی می‌شود؛ اما گرانیتوییدهای سرخر و برمانی نابارور هستند و نقشی در کانی‌سازی اسکارن در منطقة معدنی سنگان ندارند (Ghasemi Siani et al., 2022). این بررسی‌ها نشان دادند گرانیتویید سرنوسر در مجموع آنومالی Eu بالاتر از 3/0 گرم در تن، مقدار Ce بیشتر از 100 گرم در تن و مقدار 10,000*(Eu/Eu*)/Y بیشتر از یک دارد. مقدارهای Th/U بالاتر از یک در گرانیتویید سرنوسر نسبت به این مقدار در گرانتیویید سرخر و برمانی که از یک کمتر و غالباً از 7/0 کمتر هستند نیز نشان‌دهندة باروربودن گرانیتویید سرنوسر هستند (Ghasemi Siani et al., 2022).

 

 

جدول 1. خلاصه‌ای از نتایج سن‌سنجی اورانیم-سرب در منطقة معدنی سنگان.

Table 1. A summary of U-Pb dating in the Sangan mining district.

Reference

U-Pb age (Ma)

Rock type

Intrusion

Golmohammadi et al. (2015)

39.1 ± 0.6

38.3 ± 0.5

Syenite, Syenogranite

Sarnowsar (west part)

Malekzadeh Shafaroudi et al. (2013)

39.2 ± 0.6

Syenogranite

Sarnowsar (central part)

Malekzadeh Shafaroudi et al. (2013)

42.3 ± 0.8

40.0 ± 0.5

Syenogranite, Monzogranite

Subvolcanic rocks (west part)

Mehrabi et al. (2021)

39.6 ± 0.7

39.3 ± 0.3

39.1 ± 0.4

Syenogranite

Sarnowsar (west and central part)

Mehrabi et al. (2021)

39.7 ± 0.4

39.5 ± 0.4

Skanification

Sarnowsar related skarn

Mazhari et al. (2017)

42.5 ± 0.8

43.9 ± 0.1

Syenogranite

Sarnowsar (east part)

Mehrabi et al. (2021)

40.2 ± 0.4

Rhyolite

Volcanic rock

Golmohammadi et al. (2014)

40.6 ± 0.6

Hornblende-biotite syenogranite 

Sarkhar and Bermani

Golmohammadi et al. (2014)

40.8 ± 0.7

Hornblende-biotite monzogranite 

Sarkhar and Bermani

Ghasemi Siani et al. (2022)

41.9 ± 0.3

Monzogranite 

Bermani

Ghasemi Siani et al. (2022)

41.7 ± 0.6

Monzogranite 

Sarkhar

Ghasemi Siani et al. (2022)

37.8 ± 0.3

37.9 ± 1.8

37.4 ± 1.8

Syenogranite

Sarkhar

 

 

شکل 1. A) جایگاه ناحیة معدنی سنگان در کرانة خاوری کمان ماگمایی البرز؛ B) نقشة زمین‌شناسی ساده‌شده منطقة معدنی سنگان و موقعیت کانسارهای A´، A، B، Cs و Cn، باغک (BK)، دردوی (D)، سنجدک یک تا سه (SDI, SDII, SDIII)، معدن‌جو (MD)، سم‌آهنی (SA) و فرزنه (FZ)) همراه با ماگماتیسم همراه نشان داده شده است.

Figure 1. A) Location of Sangan ore district in the far eastern part of the Alborz Magmatic Arc; B) Simplified geological map of Sangan ore district and location of A, A´, B, Cs, Cn, Baghak (BK), Dardvay (D) Senjedak I to III (SDI, SDII, and SDIII), Madanjoo (MD), Some-ahani (SA) and Ferezneh (FZ) ore deposits.

 

 

 

روش انجام پژوهش

ترکیب عنصرهای فرعی و کمیاب در 261 بلور زیرکن 11 نمونه شامل پنج نمونه از تودة آذرین درونی سرنوسر و اسکارن مرتبط با آن و نیز تودة آذرین درونی سرخر-برمانی بررسی شد. زیرکن‌های جداشده از گرانیتوییدی سرخر-برمانی (نمونه‌های شماره‌های BR-01، SK-01، SK-1-1، SK-1-2 و SK-2-2) به دانشگاه علوم زمین ووهان در چین فرستاده شدند و تجزیة بلورهای زیرکن با GeolasPro Laser Ablation System انجام شد. این سیستم شامل COMPexPro 102 ArF excimer laser با طول موج 193 نانومتر و بیشینه انرژی 200 میلی‌ژول و یک MicroLas Optical System است. قطر تجزیة نقاط انتخاب‌شده روی بلورهای زیرکن برابر 32 میکرون با فرکانس 5 هرتز بود که با کمک دستگاه Agilent 7700e ICP–MS تجزیة شیمیایی شدند. از استاندارد شیشه NIST610 برای کالیبره کردن داده‌های شیمیایی زیرکن بهره گرفته شد (داده‌های شیمیایی زیرکن در پیوست 1 آورده شده‌اند).

زیرکن‌های جداشده از نمونه‌های سرنوسر و اسکارن وابسته به آن (نمونه‌های شماره DA، TP و CSK و S3 و S2) و نمونة سنگ آتشفشانی ریولیت (نمونة AK) در دانشگاه نانجینگ چین[1] با کمک چگالی انرژی لیزر 3.6 J/cm2، قطر نقطه تجزیه 30 میکرومتر و فرکانس 5 هرتز برای عنصرهای کمیاب تجزبه شدند. از استاندارد های NIST 610 و زیرکن 91500 (Wiedenbeck, 1995, 2004) برای کالیبراسیون بهره گرفته شد. داده‌های شیمیایی سنگ کل توده‌های آذرین درونی سرنوسر، سرخر و برمانی از بررسی‌های پیشین (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2014, 2015; Mazhari et al., 2017; Mehrabi et al., 2021) گرد‌آوری شدند و در پیوست 1 آورده شده‌اند. محاسبات بر پایة نرم‌افزار Geo-fO2 نسخة v. 0.2 (Li et al., 2019) انجام شده است.

داده‌های شیمیایی

داده‌های شیمیایی بلورهای زیرکن بررسی‌شده در برابر سن 206Pb/238U آنها در شکل 2 نشان داده شده‌اند. برخی پارامترهای زمین‌شیمیایی زیرکن‌های بررسی‏‌شده روندهای زمانی مشخصی را نشان می‌دهند. مقادیر Yb/Dy در زیرکن‌های سرنوسر، سرخر و برمانی به‌طور محدود با جوان‌شدن کمی روند افزایشی نشان می‌دهند که این روند با تبلور هورنبلند و بیوتیت در این گرانیتوییدها همخوانی دارد و درشت‌بلورهای اصلی آنها نیز به‌شمار می‌روند (شکل 2-A). بر پایة نسبت Th/U، زیرکن‌های سرنوسر، سرخر و برمانی تفکیک شدند. زیرکن‌های سرخر و برمانی مقادیر کمتری از Th/U دارند و نسبت به زمان روند مشخصی را نشان نمی‌دهند (شکل 2-B). این تفکیک گرانیتوییدها در مقادیر Ti، Yb/Hf و Ce/Nd نیز دیده می‌شود (شکل‌های 2-C تا 2-E). محتوی Yb/Hf با سن روند مشخصی را نشان نمی‌دهد و نشان‌دهندة تبلور بیوتیت و هورنبلند در گرانیتوییدهای بررسی‌شده است؛ اما مقادیر Ce/Nd با جوانی روند مستقیمی را نشان می‌دهد و با جوان‌شدن گرانیتویید‌ها، مقادیر Ce/Nd روند افزایشی نشان می‌دهد. این روند افزایشی برای زیرکن‌های گرانیتویید سرنوسر بیشتر از زیرکن‌های سرخر و برمانی است و نشان‌دهندة شرایط فوگاسیتة اکسیژن بالاتر در زمان پیدایش این گرانیتوییدهاست. شرایط اکسیدان بالاتر گرانیتویید سرنوسر باعث شده است این گرانیتویید کانی‌سازی اسکارن در منطقة معدنی سنگان را به‌دنبال داشته باشد (Ghasemi Siani et al., 2022). در سنگ‌های جوان‌تر مقدار Ti کمتر شده است. مقدار Ti بالاتر در زیرکن‌های گرانیتویید سرنوسر نشان‌دهندة دمای بالاتر پیدایش این گرانیتویید است (به Ghasemi Siani et al. (2022) مراجعه شود).

میانگین فراوانی عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای زیرکن‌های بررسی‏‌شده از هر نمونه در شکل 3 نشان داده شده است.

 

 

 

شکل 2. سن اورانیم-سرب زیرکن‌ها در برابر A) Yb/Dy؛ B) Th/U؛ C) Ce/Nd به‌عنوان شاخصی برای آنومالی Ce و مرحله اکسایش؛ D) Yb/Hf؛ E) محتوی Ti بر پایة گرم در تن به‌عنوان شاخصی از دمای پیدایش زیرکن (FC: روند جدایش بلوری؛ Zrn: زیرکن؛ Ttn: تیتانیت؛ Bt: بیوتیت؛ Hbl: هورنبلند؛ نمودارها و روندهای آن بر پایة Chelle-Michou et al. (2014) هستند).

Figure 2. U–Pb age of zircons versus A) Yb/Dy; B) Th/U; C) Ce/Nd as a proxy for the zircon Ce anomaly and oxidation state; D) Yb/Hf; E) Ti (ppm) as a proxy for the zircon temperature (FC: fractional crystallization trends; Zrn: zircon; Ttn: titanite; Bt: biotite; Hbl: hornblende; diagrams and trends are based on Chelle-Michou et al. (2014)).

 

 

پراکندگی برخی عنصرهای کمیاب منتخب نسبت به یکدیگر در شکل‌ 4 نشان داده شده است. غلظت Hf در زیرکن‌های تودة گرانیتوییدی سرنوسر (و اسکارن مرتبط) و سنگ آتشفشانی ریولیتی با غلظت Hf در زیرکن‌های گرانتیویید سرخر و برمانی برابر است و در محدودة ترکیبی زیرکن‌های مرتبط با توده‌های گرانیتوییدی جای می‌گیرند (شکل 4-A). غلظت Y نیز در همة زیرکن‌های بررسی‏‌شده در محدودة یکسانی جای دارد که نشان‏‌دهندة ماگماتیسم گرانیتوییدی است (پیوست 1؛ شکل 4-A).

 

 

 

 

شکل 3. A) میانگین عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت برای زیرکن‌های درون گرانیتوییدهای منطقة سنگان؛ B) میانگین عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت برای زیرکن‌های درون گرانیتوییدهای منطقة سنگان (نمادها و رنگ‌ها همانند شکل 2).

Figure 3. A) Chondrite-normalized averaged trace element abundances of zircons in the granitoids of Sangan area; B) Chondrite-normalized averaged REE patterns of different samples zircon area (Symbols and colors are the same as in Fig. 2).

 

 

غلظت P در زیرکن‌های سنگ‌های گرانیتوییدی از صدها تا هزاران ppm متغیر است (Belousova et al., 2002). غلظت P در زیرکن‌های تودة گرانیتوییدی سرنوسر (و اسکارن مرتبط) و ریولیت (با میانگین 983 ppm برای نمونة DA، 639 ppm برای TP، 751 ppm برای نمونة CSK، 1450 ppm برای نمونة AK، 788 ppm برای نمونة S2، و 895 ppm برای نمونة S3) کمی بیشتر از غلظت P در زیرکن‌های گرانیتویید سرخر و برمانی (با میانگین 675 ppm برای نمونة BR-01، 775 ppm برای نمونة SK-01، 402 ppm برای نمونة SK-1-1، 452 ppm برای نمونة SK-1-2 و 394 ppm برای نمونة SK-2-2) است. با این حال این مقادیر نشان‌دهندة زیرکن‌های سنگ‌های گرانیتوییدی و نمونه‌ها در محدوده این سنگ‌ها قرار گرفته‌اند (پیوست 1؛ شکل 4-B). مجموع عنصرهای خاکی نادر در زیرکن‌های تودة گرانیتوییدی سرنوسر (و اسکارن مرتبط) و ریولیت بیشتر از زیرکن‌های گرانیتویید سرخر و برمانی است که یک رابطه مستقیم با غلظت P در زیرکن‌های بررسی‏‌شده دارد (پیوست 1؛ شکل 4-B). اگرچه غلظت Mn و Fe زیرکن‌های گرانیتویید سرخر و برمانی تعیین نشده، ولی این مقادیر برای زیرکن‌های تودة گرانیتوییدی سرنوسر (و اسکارن مرتبط) و ریولیت نسبت به کندریت تهی‌شدگی شدیدی را نشان می‌دهد مطابق با مقادیر ناچیز این عنصرها در زیرکن‌های گرانیتویید است (شکل 3-A). غلظت U، Th و Ta نیز نسبت به کندریت غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 3-A). غلظت Y و Th در همة زیرکن‌های بررسی‏‌شده در محدوده زیرکن‌های گرانیتوییدی واقع شده و یک همبستگی مثبت قوی را در کل محدوده غلظت ها نشان می‌دهند (شکل 4-C). غلظت Nb و Yb/Sm نیز همبستگی نشان می‌دهد و برای همة زیرکن‌های بررسی‏‌شده غلظتی در محدوده زیرکن‌های گرانیتوییدی را نشان می‌دهند (شکل 4-D). اگرچه غلظت Nb/Ta و Y در برابر Eu/Eu* در محدوده زیرکن‌های گرانیتوییدی جای دارند؛ اما به‌علت تفاوت در مقدار Eu/Eu* آنها، دو گرانیتویید از یکدیگر تفکیک و شناسایی می‌شوند (شکل‌های 4-F و 4-E).

 

 

شکل 4. ترکیب عنصرهای کمیاب برای زیرکن‌های درون گرانیتوییدهای منطقة سنگان (بر پایة Belousova et al. (2002)) (نمادها و رنگ‌ها شبیه به شکل 2).

Figure 4. Trace element composition of zircons in the granitoids of the Sangan area (after Belousova et al., 2022) (Symbols and colors are the same as in Fig. 2).

 

 

آنومالی Eu/Eu* بر پایة مقادیر بهنجارشدة غلظت‌های Sm و Gd به‌دست آورده شد. آنومالی Eu/Eu* از 15/0 تا 55/0 با میانگین 41/0 (برای نمونة DA)، 16/0 تا تا 53/0 با میانگین 36/0 (برای نمونة TP)، از 15/0تا 53/0 با میانگین 35/0 (برای نمونة CSK)، از 12/0 تا 56/0 با میانگین 37/0 (برای نمونة S2) و از 2/0 تا 53/0 با میانگین 39/0 (برای نمونة S3) برای گرانیتویید سرنوسر است. این مقدارها برای نمونة آتشفشانی (AK) نیز از 2/0 تا 58/0 با میانگین 39/0 است. مقادیر آنومالی منفی Eu/Eu* برای زیرکن‌های گرانتیویید سرنوسر (و اسکارن مرتبط) و سنگ آتشفشانی ریولیتی آنومالی از مقادیر آنومالی منفی Eu در زیرکن‌های توده گرانتیوییدی سرخر و برمانی کمتر است که مقادیر میانگین 11/0 (نمونة BR-01)، 09/0 (نمونة SK-01)، 05/0 (نمونة SK-1-1)، 12/0 (نمونة SK-1-2) و 07/0 (نمونة SK-2-2) نشان می‌دهند. نمودار عنکبوتی نشان‏‌دهندة آنومالی مثبت Ce در زیرکن‌های بررسی‏‌شده است (شکل 3-B)؛ به‌گونه‌ای‌که زیرکن‌های سرنوسر آنومالی مثبت Ce با میانگین 68/361 (برای نمونه DA)، 86/208 (برای نمونة TP)، 68/237 (برای نمونة CSK)، 4/256 (برای نمونة S2) و 22/266 (برای نمونة S3) دارند. آنومالی مثبت Ce زیرکن‌های ریولیت با میانگین 42/264 نیز همانند زیرکن‌های گرانیتویید سرنوسر است. این مقدارها بسیار بیشتر از آنومالی Ce در زیرکن‌های گرانیتویید سرخر و برمانی با میانگین 29/25 (نمونه BR-01)، 23/17 (نمونه SK-01)، 84/21 (نمونه SK-1-1)، 21/5 (نمونه SK-1-2) و 7/29 (نمونه SK-2-2) هستند و این ویژگی نشان‏‌دهندة شرایط بسیار اکسیدان‌تر تودة گرانیتویید سرنوسر است (Ghasemi Siani et al., 2022). از دیدگاه تئوری، عنصرهای REE در ماگماها بیشتر سه ظرفیتی هستند، مگر Ce+4 و Eu+2 که رفتارهای متفاوتی با عنصرهای دیگر نشان می‌دهند. Ce+4 به‌سادگی در جایگاه Zr+4 زیرکن و Eu+2 در جایگاه Ca+2 پلاژیوکلاز جای می‌گیرد. از این‏‌رو، آنومالی‌های مثبت Ce نشان‌دهندة محیط نسبتاً اکسیدان‌تری هستند (El-Bialy and Ali, 2013). ازآنجایی‌که پلاژیوکلاز ترجیحاً Eu+2 را در خود جای می‌دهد، زیرکن که بعداً متبلور می‌شود، ناهنجاری‌های Eu پایینی را نشان می‌دهد که دربارة گرانیتوییدهای سرخر و برمانی بدین‌گونه است.

 

بحث

بررسی رفتار عنصرهای کمیاب در زیرکن و تعیین نوع ماگماتیسم:

همبستگی میان نوع سنگ و ترکیب عنصرهای کمیاب زیرکن از طیف گسترده‌ای از سنگ‌های آذرین را می‌توان با گروهی از نمودارهای متمایزکننده خاستگاه و نوع ماگما نشان داد (Belousova et al., 2002) (شکل 5). در نمودار Ta در برابر Nb، نمونه‌های زیرکن در محدودة سنگ‌های گرانودیوریت و تونالیت جای دارند (شکل 5-A).

در نمودار تمایز خاستگاه و نوع ماگما بر پایة Nb/Ta در برابر Y نیز زیرکن‌های بررسی‏‌شده در محدودة سنگ‌های گرانودیوریت و تونالیت جانمایی می‌شوند (شکل 5-B). همبستگی مثبت معنی‌دار میان غلظت Nb و Ta و همبستگی مثبت Nb/Ta و Y (شکل‌های 5-A و 5-B) و همچنین، مجموع عنصرهای خاکی نادر و Y (نشان داده نشده است) نشان‌دهندة جانشینی‌های دوتاییِ زیر هستند (Belousova et al., 2002):

(REE, Y)3++(Nb, Ta)5+=>2Zr4+

(REE, Fe)3++(Nb, Ta)5+=>2Zr4+

(REE, Y)3++P5+=Zr4++Si4+

این رفتار عنصرها نشان می‌دهند عنصرهای ناسازگار گرایش به تمرکز بیشتر در ماگماهای تکامل‌یافته‌تر دارند و ماگماهای گرانیتوییدی بیشترین مقدار این عنصرها را در ترکیب خود دارند. مقدارهای بالای عنصرهای خاکی نادر در زیرکن‌های بررسی‏‌شده نشان‏‌دهندة خاستگاه اسیدی و گرانیتوییدی برای نمونه‌های بررسی‌شده است. در نمودارهای متمایزکننده Yb/Sm به Y و U به Y نیز بیشتر زیرکن‌های بررسی‏‌شده در محدودة سنگ‌های گرانودیوریت و تونالیت جای دارند (شکل‌های 5-C و 5-D). از آنجایی‌که شعاع یونی REE از La+3 به Lu+3 کاهش می‌یابد (Shannon, 1976)، جایگزینی در شبکة زیرکن کم‌کم برای REE با عدد اتمی بالاتر آسان‌تر می‌شود (Hanchar et al., 2001). ازاین‌رو، الگوهای REE برای زیرکن که به ترکیب کندریت بهنجار شده‌اند به سرعت از Sm به Lu افزایش نشان می‌دهند (شکل 3-B). از این‏‌رو، افزایش U، Nb/Ta و Yb/Sm با افزایش مقدار Y (شکل‌های 5-B و 5-D) در زیرکن، نشان‌دهندة درجة جدایش بلوری در ماگماست. زیرکن‌های بررسی‏‌شده در نمودارهای Eu/Eu* در برابر Ce/Ce* و Ce/Ce* در برابر Y، در محدوده سنگ‌های گرانودیوریت و تونالیت به سمت بیرون از محدوده جای گرفته‌اند (شکل‌های 5-E و 5-F). این پدیده شاید پیامد آنومالی منفی Eu/Eu* و آنومالی مثبت Ce-Ce* باشد و به‌ترتیب تبلور پلاژیوکلاز و شرایط اکسایش بالاتر را نشان می‌دهد (Ballard et al., 2002). در هر دو نمودار به‌علت تفاوت در مقدار آنومالی منفی Eu/Eu* و آنومالی مثبت Ce/Ce*، گرانتیویید سرنوسر (و اسکارن مرتبط) و سنگ آتشفشانی از زیرکن‌های گرانیتویید سرخر و برمانی تفکیک شده‌اند.

 

 

 

شکل 5. محدوده‌های ترکیب عنصرهای کمیاب زیرکن برای شناسایی سنگ‌های با خاستگاه مختلف در منطقة معدنی سنگان. محدودة سنگ‌های گرانتیوییدی شامل 1) آپلیت و لوکوگرانیت؛ 2) گرانیت‌ها، و 3) گرانودیوریت و تونالیت (بر پایة Belousova et al. (2002)). (نمادها همانند شکل 2).

Figure 5. Zircon compositions are used as different rock types discriminants. Granitoids fields include 1) aplite and leucogranites; 2) granites, and 3) granodiorites and tonalities (after Belousova et al., 2002) (Symbols are the same as in Fig. 2).

 

 

 

تکامل ماگمایی:

نسبت عنصرهای کمیاب زیرکن‌های بررسی‏‌شده نسبت به سن بلورهای زیرکن‌ پراکندگی کمی را نشان می‌دهند (شکل 2). از آنجایی‌که زیرکن مخزن اصلی عنصرهای کمیاب بوده، تبلور آن تمرکز عنصرهای کمیاب مذاب را کنترل می‌کند. تبلور زیرکن پتانسیل تفکیک Th از U را دارد؛ به‌گونه‌ای‌که تکامل Th/U به‌طور چشمگیری با تبلور زیرکن کنترل می‌شود. از این‏‌رو، می‌توان گفت تکامل گرانیتویید سرنوسر را بیشتر تبلور زیرکن کنترل کرده است؛ اما در گرانیتویید سرخر و برمانی، تبلور تیتانیت تکامل ماگمایی را کنترل کرده است. ازاین‌رو، مقدار Th/U در این دو گرانیتویید متفاوت است (شکل 2-B). از سوی دیگر، افزایش Yb/Dy با کاهش سن زیرکن‌های بررسی‏‌شده نشان‌دهندة تبلور هورنبلند در ماگماست (Chelle-Michou et al., 2014) (شکل 2-A). نسبت تقریباً ثابت Yb/Hf (شکل 2-D) نشان می‌دهد افزایش غلظت Yb با تبلور مقدار معینی هورنبلند و یا تیتانیت معادل افزایش غلظت Hf با تبلور مقدار کمتری از زیرکن است. کاهش دمای تبلور زیرکن طی زمان 6 میلیون سال در هر دو گرانتیویید به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 2-E) که فرایند جدایش بلوری ماگمایی را طی زمان نشان می‌دهد. توده‌های سرخر و برمانی احتمالاً در ضخامت کمتری از پوسته نسبت به گرانیتویید سرنوسر جایگزین شده‌اند و دمای کمتری داشته‌اند؛ ازاین‌رو، دما و ضخامت کمتر جایگیری در پوسته باعث شده است مقدار آنومالی مثبت Ce کمتری داشته باشند و در نتیجه نقشی در کانی‌سازی اسکارن نداشته‌اند. مقدار Ce/Nd در زیرکن‌های گرانتیویید سرنوسر (و اسکارن مرتبط) و سنگ‌های آتشفشانی ریولیتی بیشتر از زیرکن‌های گرانیتوییدی سرخر و برمانی است که نشان می‌دهد ماگماتیسم شرایط اکسیدان‌تری داشته است و عامل کانی‌سازی اسکارن در ناحیه معدنی سنگان بوده است. این بدان معنی است که ماگماتیسم سرنوسر با شرایط اکسیدان‌تر در ارتباط با جایگیری و تحولات بعدی در ژرفای بیشتر است. اگرچه، طی کاهش سن ماگماتیسم، مقدار Ce/Nd نیز روند کاهشی نشان می‌دهد (شکل 2-C). محتوای Hf بالا در زیرکن‌های بررسی‏‌شده (همه >8000 ppm و بیشترِ زیرکن‌های گرانیتویید سرخر و برمانی >10000 ppm)، نشان می‌دهد تبلور آنها از ماگمایی فلسیک و تکامل‌یافته‌ رخ داده است و بیشترین تکامل در گرانیتویید سرخر و برمانی رخ داده است (Wang et al., 2011). همچنین، مقادیر آنومالی منفی Eu نشان‌دهندة تبلور پلاژیوکلاز در گرانیتوییدها بوده است؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار پلاژیوکلاز در گرانیتویید سرخر و برمانی بیشتر است و طبیعتاً آنومالی منفی بیشتری دارد. این ویژگی در نمودارهای عنکبوتی نیز به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 3-B).

نسبت Th/U به تغییرات دما بسیار حساس است (Bolhar et al., 2008; Gagnevin et al., 2010). افزایش غلظت U در مقایسه با Th ممکن است نشان‌دهندة کاهش دمای ماگما باشد که به نوبه خود منجر به کاهش نسبت Th/U در زیرکن‌های حاصل از ماگمای دمای پایین می‌شود (Wang et al., 2011). در شکل 2-B نیز دیده می‌شود که ماگماتیسم سرخر و برمانی دارای نسبت کمتر Th/U هستند که نشان‏‌دهندة دمای کمتر ماگماست. از سوی دیگر، به‌طور کلی، غلظت Hf در زیرکن هنگام جدایش بلورین ماگمایی افزایش می‌یابد (Linnen and Keppler, 2002; El-Bialy and Ali, 2013; Sakyi et al., 2018)، از این‏‌رو، جدایش بلوری ماگمایی از مقدار Zr/Hf می‌کاهد. پس نمودار نسبت‌های Zr/Hf در برابر Th/U به‌طور موثری شاخص جدایش بلورین و تکامل ماگمایی در زیرکن و ماگمای مرتبط را نشان می‌دهد. در شکل 6 زیرکن‌ها همبستگی مثبت معنی‌داری را با جدایش بلوری ماگمایی پیشرونده نشان می‌دهند و نشان‌دهندة اینست که تبلور زیرکن‌ها در یک دورة طولانی‌تر و بازة دمایی بزرگ‌تری رخ داده باشد. ماگماتیسم سرخر و برمانی در یک بازة دمایی کمتر و جدایش بلورین ماگمایی بیشتر روی داده شده است.

 

 

 

شکل 6. نمودارTh/U در برابر Zr/Hf (Sakyi et al., 2018) برای زیرکن‌های گرانیتویید منطقة معدنی سنگان (نمادها همانند شکل 2).

Figure 6. Zircons Th/U versus Zr/Hf diagram (Sakyi et al., 2018) of the Sangan mining district granitoids (Symbols are the same as in Fig. 2).

 

 

خاستگاه و جایگاه تکتونوماگمایی:

نسبت U/Yb زیرکن‌ها برای شناخت خاستگاه آنها کاربرد دارد (Kelemen et al., 2003; Grimes et al., 2007). زیرکن‌های کمان قاره‌ای نسبت U/Yb برابر با 1/0 تا 4 دارند؛ در حالی‌که نسبت U/Yb کمتر از 1/0 ویژگی زیرکن‌های جدا‌شده از منبع گوشته‌ای است (Grimes et al., 2007, 2015). در نمودارهای تمایز Hf در برابر U/Yb و Yb در برابر U (شکل‌های 7-A و 7-B)، همة داده‌های این پژوهش در محدودة سری زیرکن‌های با خاستگاه قاره‌ای جای گرفته‌اند و می‌توان آنها ار از زیرکن‌های پوستة اقیانوسی جدا کرد و بر پایة شواهد از روند جدایش بلورین ماگمایی پیروی می‌کنند. نمونه‌های زیرکن گرانیتویید سرخر و برمانی مقدار U/Yb و U بیشتری نسبت به گرانتیویید سرنوسر (و اسکارن مرتبط) و سنگ آتشفشانی دارند و این ویژگی نشان‌دهندة افزایش مشارکت مواد پوسته‌ای در پیدایش و تکامل آنهاست (Grimes et al., 2007). در نمودار Nb/Yb در برابر U/Yb، نمونه‌های زیرکن (شکل 8-A) و هم سنگ کل (شکل 8-B) نشان می‌دهند نمونه‌های گرانتیوییدی بررسی‌شده ویژگی‌های کمان ماگمایی را دارند و نقش مواد پوسته‌ای در پیدایش گرانیتویید سرخر و برمانی با افزایش مقدار U/Yb آشکار و روشن است. رفتارهای زمین‌شیمیایی متفاوت Hf، Th و Nb در بلورهای زیرکن، یک روش بالقوه برای تعیین جایگاه زمین‌ساختی ماگمای میزبان است. محتوای Nb ماگماهای کمان آتشفشانی نسبت به ماگماهای پدیدآمدة درون‌صفحه‌ای کاهش می‌یابد (Sun and McDonough 1989; Pearce and Peat, 1995). بنابراین، زیرکن‌های ماگماها در ماگماتیسم کمان‌های ماگمایی نسبت Nb/Hf کمتر و Th/Nb بیشتری نسبت به ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای دارند. بر این اساس، نمودارهای تمایز دوتایی Th/U در برابر Nb/Hf و Th/Nb در برابر Hf/Th ابزاری کارآمدی در شناسایی ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای (ماگماتیسم غیرکوهزایی) از ماگماتیسم مربوط به کمان (ماگماتیسم کوهزایی) به‌شمار می‌روند (Hawkesworth and Kemp, 2006; Yang et al., 2012). بیشتر زیرکن‌های بررسی‏‌شده در محدودة ماگماتیسم مربوط به کمان ماگمایی (ماگماتیسم کوهزایی) جای دارند و تا اندازه‌ای در بخش همپوشانیِ دو محدوده ماگماتیسم کوهزایی و غیرکوهزایی گسترش یافته‌اند (شکل‌های 9-A و 9-B). این مشاهدات با تعیین محیط زمین‌ساختی بر پایة داده‌های سنگ کل (نمودارهای Nb در برابر Y و Nb و Rb در برابر Y+Nb) (برای نمونه، شکل 5-D مقاله Ghasemi Siani et al. (2022) بررسی شود) همخوانی دارند و گویای آن هستند که نمونه‌های گرانیتوییدی در محدوده گرانیتوییدهای پس از برخورد در ارتباط با محیط زمین‌ساختی کمان‌های کوهزایی جای می‌گیرند (Pearce et al., 1984; Forster et al., 1997).

 

 

 

شکل 7. نمودارهای شناسایی خاستگاه پوستة قاره‌ای و پوستة اقیانوسی زیرکن‌های (Grimes et al., 2007, 2015) منطقة معدنی سنگان. A) نمودار Hf در برابر U/Yb؛ B) نمودار Yb در برابر U (نمادها همانند شکل 2).

Figure 7. Diagrams for discrimination of the continental and oceanic crustal origins of zircons (Grimes et al., 2007, 2015) in Sangan mining district. A) U/Yb versus Hf diagram; B) U versus Yb diagram (Symbols are the same as in Fig. 2).

 

 

شکل 8. نمودار U/Yb در برابر Nb/Yb برای تعیین محیط تکتونوماگمایی زیرکن‌های (Grimes et al., 2015) در گرانیتوییدهای منطقة معدنی سنگان. A) ترکیب و خاستگاه زیرکن‌ها؛ B) ترکیب سنگ کل (داده‌ها از Mazhari et al., 2017). آرایة گوشته-زیرکن و کمان قاره‌ای توسط Grimes et al. (2015) و کمان آند و محدودة کمان ایزو-بونین-ماریانا از Kelemen et al. (2003) تعریف شده‌اند (نمادها همانند شکل 2).

Figure 8. U/Yb versus Nb/Yb diagram indicating the tectono-magmatic source of studied zircon (Grimes et al., 2015) in the granitoids of Sangan mining district. A) Zircon compositions and source; B) whole-rock composition (data from Mazhari et al., 2017). Grimes et al. (2015) define the mantle-zircon array and continental arc. The Andean arc and Izu–Bonin–Mariana arc fields are adopted from Kelemen et al. (2003) (Symbols are the same as in Fig. 2).

 

شکل 9. زیرکن‌های درون گرانیتوییدهای منطقة معدنی سنگان در A) نمودار Th/Nb در برابر Hf/Th (Yang et al., 2012)؛ B) نمودار Th/U در برابر Nb/Hf (Hawkesworth and Kemp, 2006) (نمادها همانند شکل 2).

Figure 9. Zircons in the granitoids of Sangan mining district in A) Th/Nb versus Hf/Th diagram (Yang et al., 2012); B) Th/U versus Nb/Hf diagrams (Hawkesworth and Kemp, 2006) (Symbols are the same as in Fig. 2).

 

 

بر پایة جایگاه نمونه‌های سنگ کل در نمودار (Yb)N در برابر (La/Yb)N (شکل 10-A)، گرانیتوییدهای سنگان در محدودة ماگماتیسم مرتبط با کمان آتشفشانی نرمال جای گرفته‌اند و ویژگی‌های آداکیتی را نشان نمی‌دهند. گقتنی است ویژگی‌های آداکیتی در سیستم‌های پورفیری بارور رایج است. بررسی‌های پیشین و نتایج این پژوهش نشان می‌دهند با وجود آداکیتی‌نبودن ماگماتیسم، ماگماتیسم سرنوسر به‌علت اکسیدان‌تربودن، دمای پیدایش بیشتر، ستبرای بیشتر پوسته و جدایش بلورین ماگمایی کمتر، بارور بوده است؛ اما گرانیتویید سرخر و برمانی نابارور هستند (Ghasemi Siani et al., 2022). برای تایید اکسیدان‌بودن ماگما، از داده‌های شیمی سنگ کل گرانیتویید سرنوسر نیز بهره گرفته شد و نتایج نشان دادند ماگماتیسم سرنوسر در محدودة اکسیدان متوسط تا بسیار اکسیدان هستند (شکل 10-B) که نشان‌دهندة مقدارهای بالای آنومالی Ce/Ce* و Ce4+/Ce3+ در زیرکن‌های جداشده از این گرانیتوییدهاست.

 

 

 

شکل 10. ترکیب داده‌های سنگ کل گرانیتوییدهای سنگان در A) نمودار (Yb)N در برابر (La/Yb)N (Mo et al., 1994)؛ B) FeO* در برابر log (Fe2O3/FeO) (Liang et al., 2009).

Figure 10. Whole-rock composition of Sangan granitoids in A) (Yb)N versus (La/Yb)N diagram (Mo et al., 1994); B) FeO* versus log (Fe2O3/FeO) diagram (Liang et al., 2009).

 

 

 

مدل تکتونوماگمایی ناحیه‌ای در منطقة معدنی سنگان پیشتر به‌طور کامل بحث شده است و در اینجا چکیده‌ای از آن آورده شده است (Ghasemi Siani et al., 2022). داده‌های سن‌سنجی توده‌های آذرین درونیِ منطقة معدنی سنگان (جدول 1) آورده شده است. توده‌های آذرین درونی در یک دورة تقریباً شش میلیون ساله مربوط به ائوسن میانی تا ائوسن پایانی (3/38 تا 9/43 میلیون سال پیش) پدید آمده‌اند. این داده‌ها نشان دادند سن گرانیتویید سرنوسر از خاور به باختر روند کاهشی دارد. اوج فعالیت‌های ماگماتیسم در بازة 39 تا 41 میلیون سال پیش در منطقة معدنی سنگان رخ داده است. از سوی دیگر، داده‌های شیمیایی زیرکن در این پژوهش و داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل ماگماتیسم منطقة معدنی سنگان نشان دادند ماگماتیسم سنگان در ارتباط با پهنه‌های فرورانش است. فعالیت‌های ماگماتیسم گسترده در منطقة معدنی سنگان با دوره کشش گسترده در سرتاسر ایران در دوره ائوسن همزمان است (Vernant et al., 2004). الگوی زمین‌ساختی پیشنهادی برای ماگماتیسم در منطقة معدنی سنگان در ارتباط با ماگماتیسم پشت کمان سبزوار است (شکل 11). به دنبال ادامه همگرایی میان عربستان و ایران در دورة کرتاسة پسین - پالئوسن آغازین، حوضه پشت کمان سبزوار باز و سپس در پالئوسن پسین بسته شده است (شکل 11-A). همزمان با بسته‌شدن حوضه پشت کمان موجب تشکیل یک حاشیه صفحه همگرای کششی شد که منجر به نازک شدن لیتوسفر همراه با برگشت اسلب فروررانش‌شده و مذاب آستنوسفر به سمت بالا حرکت کرده و در محیط‌های کششی ایجاد شده، ماگماتیسم گسترده را در منطقة معدنی سنگان در بالای پهنة فرورانش و یا در محیط‌های بعد از برخوردی ایجاد کرده است (شکل 11-B).

 

 

شکل 11. مدل شماتیک برای پیدایش و تکامل ماگماتیسم منطقة معدنی سنگان (با تغییرات از Ghasemi Siani et al. (2022)).

Figure 11. Schematic model for the formation and evolution of magmatism in the Sangan mining district (modified from Ghasemi Siani et al. (2022)).

 

 

برداشت

داده‌های شیمیایی زیرکن کاربردهای بسیار مهمی در مفاهیم سنگ‏‌زایی، تکامل ماگمایی و تعیین نوع و سرشت سنگ‌ها دارند. منطقة معدنی سنگان در شمال‌خاوری ایران یکی از مناطق ارزشمند کانی‌سازی آهن به‌صورت اسکارن است. دو تودة گرانیتوییدی سرنوسر و سرخر و برمانی در منطقة معدنی سنگان رخنمون دارند که تودة معدنی سرنوسر ارتباط مستقیم با کانی‌سازی آهن دارد و از نوع بارور شناخته می‌شود؛ اما توده‌های گرانیتوییدی سرخر و برمانی نابارور هستند و نقشی در کانی‌سازی ندارد. بررسی‌های شیمی زیرکن نشان دادند جدایش بلورین ماگمایی در تودة گرانیتوییدی سرخر و برمانی بیشتر از سرنوسر بوده است و با تبلور پلاژیوکلاز و در پی آن، هورنبلند کنترل شده است. این جدایش بلورین ماگمایی بیشتر در گرانیتویید سرخر و برمانی با آنومالی منفی شدیدتر Eu/Eu*، مقدارهای کمتر Th/U و Zr/Hf، و دمای کمتر ماگما همراه شده است. زیرکن‌های بررسی‏‌شده در هر دو توده از نوع زیرکن‌‌های پوستة قاره‌ای هستند؛ با این تفاوت که نقش مواد پوسته‌ای در پیدایش گرانیتویید سرخر و برمانی بیشتر است. شیمی زیرکن نشان داد ماگماتیسم منطقة معدنی سنگان در محدودة سنگ‌های گرانودیوریت تا تونالیت جای می‌گیرند و از نوع ماگماتیسم اسیدی آذرین به‌شمار می‌روند. ماگماتیسم منطقة معدنی سنگان در ارتباط با کمان‌های آتشفشانی است و چه‌بسا در محیط‌های پس از برخورد روی داده است. با توجه به جای‌گرفتن ماگماتیسم در کمان‌های آتشفشانی نرمال بر پایة شیمی سنگ، تشخیص ماگماتیسم بارور از نابارور بر پایة شیمی سنگ کل در کانسارهای اسکارن مثل کانسارهای پورفیری امکان‌پذیر نیست و بررسی شیمی زیرکن می‌تواند نقش بسیار ارزشمندی در اکتشاف کانسارهایی مانند اسکارن داشته باشد.

 

[1] Nanjing Hongchuang Geological Exploration Technology Service Co.

Ballard, J.R., Palin, M.J., and Campbell, I.H. (2002) Relative oxidation states of magmas inferred from Ce(IV)/Ce(III) in zircon: application to porphyry copper deposits of northern Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144, 347–364. DOI: 10.1007/s00410-002-0402-5
Belousova, E.A., Griffin, W.L., O'Reilly, S.Y., and Fisher, N.I. (2002) Igneous zircon: trace element composition as an indicator on source rock type. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143(5), 602–622. https://link.springer.com/article/10.1007/s00410-002-0364-7
Bolhar, R., Weaver, S. D., Palin, J. M., Cole, J.W., and Paterson, L.A. (2008) Systematics of Zircon Crystallisation in the Cretaceous Separation Point Suite, New Zealand, Using U/Pb Isotopes, REE and Ti Geothermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 156(2), 133–160. DOI: 10.1007/s00410-007-0278-5
Chelle-Michou, C., Chiaradia, M., Ovtcharova, M., Ulianov, A., and Wotzlaw, J.F. (2014) Zircon petrochronology reveals the temporal link between porphyry systems and the magmatic evolution of their hidden plutonic roots (the Eocene Coroccohuayco deposit, Peru). Lithos 198–199, 129–140. DOI: 10.1016/j.lithos.2014.03.017
El-Bialy, M.Z., and Ali, K.A. (2013) Zircon Trace Element Geochemical Constraints on the Evolution of the Ediacaran (600–614 Ma) Post-Collisional Dokhan Volcanics and Younger Granites of SE Sinai, NE Arabian-Nubian Shield. Chemical Geology, 360/361, 54–73. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2013.10.009
Forster, H.J., Tischendorf, G., and Trumbull, R.B. (1997) An evaluation of the Rb vs. (Y + Nb) discrimination diagram to infer tectonic setting of silicic igneous rocks. Lithos 40(2–4), 261–293 DOI: 10.1016/S0024-4937(97)00032-7.
Gagnevin, D., Daly, J.S., and Kronz, A. (2010) Zircon Texture and Chemical Composition as a Guide to Magmatic Processes and Mixing in a Granitic Environment and Coeval Volcanic System. Contributions to Mineralogy and Petrology, 159(4), 579–596. DOI: 10.1007/s00410-009-0443-0
Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., Neubauer, F., Cao, S., and Zhang, R. (2022) Geochronology and geochemistry of zircons from fertile and barren intrusions in the Sangan mining area (NE Iran): Implications for tectonic setting and mineral exploration. Journal of Asian Earth Sciences, 233, 105243, DOI: 10.1016/j.jseaes.2022.105243.
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(2), 545–563. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2014.07.005
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. Petrological Journal, 17(1), 83–102 https://ijp.ui.ac.ir/article_16160.html (in Persian).
Grimes, C.B., John, B.E., Kelemen, P.B., Mazdab, F., Wooden, J.L., Cheadle, M.J., Hanghøj, K., and Schwartz, J.J. (2007) The trace element chemistry of zircons from oceanic crust: a method for distinguishing detrital zircon provenance. Geology, 35(7), 643–646. DOI: 10.1130/g23603a.1
Grimes, C.B., Wooden, J.L., Cheadle, M.J., and John, B.E. (2015) Fingerprinting tectono-magmatic provenance using trace elements in igneous zircon. Contributions to Mineralogy and Petrology, 170(5–6), 1–26. DOI: 10.1007/s00410-015-1199-3
Hanchar, J.M., Finch, R.J., Hoskin, P.W.O., Watson, E.B., Cherniak, D.J., and Mariano, A.N. (2001) Rare earth elements in synthetic zircon: part I. synthesis, and rare earth element and phosphorus doping. American Mineralogist, 86(5–6), 667–680. DOI: 10.2138/am-2001-5-607
Harrison, T.M., Watson, E.B., and Aikman, A.B. (2007) Temperature spectra of zircon crystallization in plutonic rocks. Geology 35(7), 635–638. DOI: 10.1130/g23505a.1
Hawkesworth, C.J., and Kemp, A.I.S. (2006) Using hafnium and oxygen isotopes in zircons to unravel the record of crustal evolution. Chemical Geology, 226(3–4), 144–162. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2005.09.018
Heaman, L.M., and Parrish, R.R. (1991) U-Pb geochronology of accessory minerals. In: Applications of radiogenic isotope systems to problems in geology. Mineralogical Association of Canada Short Course Handbook, 19(2), 59–102.
Hofmann, A.E., Baker, M.B., and Eiler, J.M. (2014) Sub-micron-scale trace element distributions in natural zircons of known provenance: implications for Ti-in-zircon thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 168(3), 1057. DOI: 10.1007/s00410-014-1057-8
Hoskin, P.W.O., and Schaltegger, U. (2003) The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1), 27–62. DOI: 10.2113/0530027
Kelemen, P.B., Hanghoj, K., and Greene, A.R. (2003) One view of the geochemistry of subduction-related magmatic arcs, with an emphasis on primitive andesite and lower crust. Treatise on geochemistry, 3(1), 1-70. DOI: 10.1016/b0-08-043751-6/03035-8
Kemp, A.I.S., Hawkesworth, C.J., Foster, G.L., Paterson, B.A., Woodhead, J.D., Hergt, J.M., Gray, C.M., and Whitehouse, M.J., (2007) Magmatic and crustal differentiation history of granitic rocks fromHf-O isotopes in zircon. Science, 315(5814), 980–983. DOI: 10.1126/science.1136154
Li, W., Cheng, Y., and Yang, Z. (2019) Geo‐fO2: Integrated Software for Analysis of Magmatic Oxygen Fugacity. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 20, 2542–2555. DOI: 10.1029/2019gc008273
Liang, H.Y., Sun, W.D., Su, W.C., and Zartman, R.E. (2009) Porphyry copper-gold mineralization at Yulong, China, promoted by decreasing redox potential during magnetite alteration. Economic Geology 104(4), 587–596. DOI: 10.2113/gsecongeo.104.4.587
Linnen, R.L., and Keppler, H. (2002) Melt Composition Control of Zr/Hf Fractionation in Magmatic Processes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 66(18), 3293–3301 DOI: 10.1016/S0016-7037(02)00924-9.
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. Journal of Asian Earth Sciences, 64(5), 256–271. DOI: 10.1016/j.jseaes.2012.12.028
Mazhari, N., Malekzadeh Shafaroudi, A., Ghaderi, M., Star Lackey, J., Lang Farmer, G., and Karimpour, M.H. (2017) Geochronological and Geochemical Characteristics of Fractionated I-type Granites Associated with the Skarn Mineralization in the Sangan Mining Region, NE Iran. Ore Geology Reviews, 84(1), 116–133. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2017.01.003
Mehrabi, B., Ghasemi Siani, M., Zhang, R., Neubauer, F., Lentz, D.R., Tale Fazel, E., and Karimi Shahraki, B. (2021) Mineralogy, petrochronology, geochemistry, and fluid inclusion characteristics of the Dardvay skarn iron deposit, Sangan mining district. NE Iran. Ore Geology Reviews, 134: DOI: 10.1016/j. oregeorev.2021.104146.
Mo, X.X., Deng, J.F., and Lu, F.X. (1994) Volcanism and the evolution of Tethys in Sanjiang area, southwestern China. Journal of Asian Earth Science, 9(4), 325–333. DOI: 10.1016/0743-9547(94)90043-4
Pearce, J.A., and Peat, D.W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 23(1), 251–285. DOI: 10.1146/annurev.ea.23.050195.001343
Pearce, J.A., Harris, N.B.W., and Tindle, A.G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4), 956–983 DOI: 10.1093/petrology/25.4.956.
Sakyi, P.A., Su, B., Kwayisi, D., Chen, C., Bia, Y., and Alemayehu, M. (2018) Zircon Trace Element Constraints on the Evolution of the Paleoproterozoic Birimian Granitoids of the West African Craton (Ghana). Journal of Earth Science 29, 43–56. DOI: 10.1007/s12583-017-0799-4
Scherer, E.E., Whitehouse, M.J., and Munker, C. (2007) Zircon as a monitor of crustal growth. Elements, 3(1), 19–24. DOI: 10.2113/gselements.3.1.19
Shannon, R.D. (1976) Revised effective ionic radii and systematic studies of interatomic distances in halides and chalcogenides. Acta Crystallography, A32,751–767. DOI: 10.1107/S0567739476001551
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts. Implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.). Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publications, 42(2), 313–345. DOI: 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Trail, D.J., Watson, E.B., and Tailby, N.D. (2012) Ce and Eu anomalies in zircon as proxies for the oxidation state of magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 97(1), 70–87 DOI: 10.1016/j.gca.2012.08.032.
Vernant, P., Nilforoushan, F., Hatzfeld, D., Abbassi, M.R., Vigny, C., Masson, F., Nankali, H., Martinod, J., Ashtiani, A., Bayer, R., Tavakoli, F., and Chery, J. (2004) Present-day crustal deformation and plate kinematics in the Middle East constrained by GPS measurements in Iran and northern Oman. Geophysical Journal International 157, 381–398. DOI: 10.1111/j.1365-246X.2004.02222.x
Wang, X., Griffin, W.L., Chen, J., Pinyun, H., and Xiang, L. (2011) U and Th Contents and Th/U Ratios of Zircon in Felsic and Mafic Magmatic Rocks: Improved Zircon-Melt Distribution Coefficients. Acta Geologica Sinica, 85(1), 164–174. DOI: 10.1111/j.1755-6724.2011.00387.x
Watson, E.B., Cherniak, D.J., Hanchar, J.M., Harrison, T.M., and Wark, D.A. (1997) The incorporation of Pb into zircon. Chemical Geology, 141(1–2), 19–31. DOI: 10.1016/S0009-2541(97)00054-5
Watson, E.B., Wark, D.A., and Thomas, J.B. (2006) Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 151(3), 413–433. DOI: 10.1007/s00410-006-0068-5
Wiedenbeck, M., All´e, P., Corfu, F., Griffin, W.L., Meier, M., Oberli, F., von Quadt, A., Roddick, J.C., and Spiegel, W. (1995) Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element, and REE analyses. Geostandards Newsletter, 19, 1–23. DOI: 10.1111/j.1751-908X.1995.tb00147.x
Wiedenbeck, M., Hanchar, J.M., Peck, W.H., Sylvester, P., Valley, J., Whitehouse, M., Kronz, A., Morishita, Y., Nasdala, L., Fiebig, J., Franchi, I., Girard, J.-P., Greenwood, R.C., Hinton, R., Kita, N., Mason, P.R.D., Norman, M., Ogasawara, M., Piccoli, P.M., Rhede, D., Satoh, H., Schulz-Dobrick, B., Skår, O., Spicuzza, M.J., Terada, K., Tindle, A., Togashi, S., Vennemann, T., Xie, Q., and Zheng, Y.F. (2004) Further characterization of the 91500 zircon crystal. Geostandards & Geoanalytical Research, 28(1), 9–39. DOI: 10.1111/j.1751-908X.2004.tb01041.x
Yang, J.H., Cawood, P.A., Du, Y.S., Huang, H., Huang, H.W., and Tao, P. (2012) Large Igneous Province and magmatic arc sourced Permian-Triassic volcanogenic sediments in China. Sedimentary Geology, 261-262 (2), 120–131. DOI: 10.1016/j.sedgeo.2012.03.018

Articles in Press, Corrected Proof
Available Online from 09 April 2023
  • Receive Date: 12 January 2023
  • Revise Date: 02 March 2023
  • Accept Date: 09 April 2023