The composition of zircon trace elements in the various Cadomian granitoid types of Taknar zone, south of Sabzevar

Document Type : Original Article

Authors

1 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Payame Noor University, 19395-4697 Tehran, Iran

2 Professor, University of Vienna, Department of Lithospheric Research, Vienna, Austria

Abstract

The composition of minerals in igneous rocks is influenced by the type and nature of their parent magma, and for this reason, minerals can provide valuable information regarding the original magma. Zircon (with the general formula ZrSiO4), due to its widespread distribution in various types of rocks,  is considered a valuable tool in many geological studies. For this study, the composition of trace elements in zircon crystals from Neoproterozoic to Lower Cambrian granitoids in the Kaboodan area Sabzevar is geochemically investigated. As the previous studies have documented the granitoids in this area are classified into two distinct groups, I- and S-type (Mazhari et al., 2020).
Regional Geology
The study area lies in the northeast of Iran and belongs to the Central Iran Zone on the northern margin of the Lut Block. The granitoids from the southern part of the Sabzevar region were investigated for this research. 
The main fault of the Taknar separates the northern Sabzevar Zone and the southern Taknar Zone occurrences in this area.
A small part of the intrusive complex appearing in the Kaboodan area includes both felsic and mafic rocks with the Cretaceous age. The geochemical and isotopic characteristics of these rocks point to their formation in an active arc setting during the Late Cretaceous (Mazhari et al., 2019). However, the main volume of the rock formations in the Kaboodan area consists of various magmatic rocks related to Cadomian events. The mafic intrusive rocks, with an age of Ma 552-545, consist of a gabbro-diorite composition derived from the partial melting of a mantle source enriched in spinel peridotite at shallow depths (Mazhari et al., 2020a). The granitoid rocks in the area are of two different types, I (Ma 549-547) and S. (Ma 531-528) types (Mazhari et al., 2020a).
Analytical methods
Two samples of S-type (Ka18 and Ka39) and two samples of I-type granitoids (Ka6 and Ka33) were selected. The trace element analysis of zircons was carried out using the Agilent 7700x ICP–MS, which was equipped with a Resonetics Resolution M-50 series 193nm excimer laser ablation system. The laser ablation beams had a diameter of approximately 31 μm with a laser energy density of 8.5 J/cm2. All spot analyses were conducted with a repetition rate of 10 Hz. External standards NIST SRM610 and TEMORA 2 (TEM) were utilized for the analysis. The detailed operating conditions for the laser ablation system and the ICP-MS instrument, as well as data reduction procedures, were the same as those described by Liang et al. (2018).
Petrography, nature, and formation setting of zircon crystals
The separated zircon samples from the two types of granitoids have a similar appearance. They are all transparent and come in various colors ranging from colorless to pale yellow and light brown. The length of the zircon crystals is approximately 100 to 300 microns, and the length-to-width ratio is about 3:1. The zircon grains in the studied granitoids are mostly euhedral to subhedral and often exhibit zoning. The observed zoning in the zircon samples is mostly of the oscillatory or sector type, and some crystals also display banding textures. These textures are prominent features of magmatic zircon crystals.
All the analyzed crystals have high Th/U ratios (>0.1), which is consistent with zircons of magmatic origin. Moreover, the Th/U ratio is approximately 1.5-1 in these zircons. All zircon crystals in the studied samples exhibit a rare earth element (REE) pattern similar to magmatic zircons. The U/Yb ratios in the zircon crystals indicate that the studied zircons fall within the range of continental zircons.
Trace element distinction between I- and S- types of granitoids
With careful examination of the results of trace element analysis in the zircon crystals from different types of granitoids in the studied region, significant differences are observable. While some elements like Sr, Nb, and Ta show consistent ranges of variation in zircon crystals from different granitoid types, the composition of other trace elements varies significantly. Zircon crystals in S-type granitoids are enriched in elements (i.e. Ti, P, Hf) compared to I-type granitoids, whereas in I-type samples, zircons are relatively enriched in elements like Y, Th, U, and REE. These compositional differences in magmatic zircon crystals indicate different sources and distinct evolutionary processes that gave rise to the formation of the primary magmas.
Crystallization temperature and oxygen partial pressure (fO2) in zircon crystals
The calculation of the Titanium-in-Zircon Thermometry (TZT) documents that zircon crystals in S-type granitoids crystallized at higher temperatures (877-910°C) compared to I-type granitoids (808-860°C). The concentrations of elements (i.e. Nb, Hf, Th, U) in zircon crystals decrease with increasing crystallization temperature in both I- and S-type granitoids. The trend of variation in trace elements with increasing crystallization temperature in zircon crystals indicates systematic changes in the melt composition simultaneous with the cooling of the system. This behavior of trace elements is in line with magmatic differentiation processes such as fractional crystallization.
I-type granitoids were formed at higher oxygen partial pressures compared to S-type samples. The average values of ∆FMQ for zircon crystals in S-type granitoids are -18.8, while the zircon crystals in I-type granitoids have an average of -16.3. The relationship between temperature and oxygen partial pressure indicates that all samples were formed under conditions lower than FMQ. The calculation of temperature and fO2 using the trace element composition of zircon crystals in the studied region suggests higher temperatures and lower oxygen partial pressures for S-type granitoids compared to I-type ones.

Keywords

Main Subjects

Full Text

ترکیب کانی‏‌ها در سنگ‌های آذرین به نوع و سرشت ماگمای مادر آنها وابسته است و ازاین‌رو، کانی‏‌ها داده‏‌های ارزشمندی از ماگمای اولیه ارائه می‌دهند (Hou et al., 2015). توسعة تجهیزات نوین به‌ویژه دستگاه‌های پیشرفته تجزیة نقطه‏‌ای گسترش روزافزون کاربرد ترکیب عنصرهای کمیاب کانی‏‌ها در بررسی‏‌های پترولوژیک را به‌دنبال داشته است. افزون‏‌بر کانی‏‌های اصلی سنگ‏‌ساز مانند کانی‏‌های فرومنیزین (Leterrier et al., 1982; Liang et al., 2018) و فلسیک (Jacamon and Larsen, 2009; Mazhari, 2021)، ترکیب کانی‏‌های کمیاب مانند آپاتیت و زیرکن نیز در سال‏‌های اخیر بسیار مورد توجه سنگ‏‌شناسان بوده است (Sinai et al., 2022؛ Morrison et al., 2022).

زیرکن (با فرمول عمومی ZrSiO4) به واسطه توزیع وسیع در گستره‌ای از سنگ‌ها ابزار با ارزشی در بسیاری از بررسی‌های زمین‏‌شناسی به‌شمار می‏‌رود و دارابودن ایزوتوپ‏‌های رادیوژنیک در زیرکن آن را برای تعیین سن مناسب کرده است. ارزیابی ریخت‌شناسی زیرکن ابزار کارامدی برای تعیین نوع و سرشت ماگمای زیرکن فراهم می‏‌آورد؛ به‌گونه‌ای‌که بررسی ریخت‏‌شناسی بلورهای زیرکن در تعیین انواع گرانیتوییدهای I، S و A به‌کار برده شده است (Pupin, 1980; Broska and Petrik, 2014). افزون‏‌براین بسیاری از عنصرهای کمیاب و ترکیب‌های ایزوتوپی پایدار در بلورهای زیرکن غلظت چشمگیری دارند که از آنها برای تعیین جایگاه زمین‏‌شناسی (Belousova et al. 2002; Grimes et al. 2007)، دمای تبلور (Harrison et al. 2005; Nemchin et al. 2006)، و ضریب توزیع عنصرهای کمیاب در هنگام تبلور زیرکن (Hanchar and van Westrenen 2007) بهره گرفته می‌شود. در این یررسی، ترکیب عنصرهای کمیاب بلورهای زیرکن در گرانیتوییدهای نئوپروتروزوییک بالایی- کامبرین زیرین منطقة کبودان در پهنة تکنار، جنوب سبزوار، بررسی می‌شود. بررسی‌های پیشین نشان می‏‌دهند گرانیتوییدهای این منطقه در دو گروه جداگانة I و S با روندهای پتروژنتیک مختلف جای می گیرند (Mazhari et al., 2020a). برپایة نتایج این پژوهش به مقایسه ترکیب عنصرهای کمیاب زیرکن در سنگ‌های گرانیتی گوناگون منطقه و بررسی تفاوت احتمالی آنها پرداخته می‌شود.

جایگاه زمین‏‌شناسی و ویژگی‏‌های سنگ‌شناسی منطقه تک‌نار

منطقة تک‌نار در شمال‌خاوری ایران و پهنة ایران مرکزی و در شمال بلوک لوت است (شکل 1-A). در این پژوهش گرانیتوییدهای بخشی از جنوب ناحیة سبزوار بررسی‌ شده است که در نقشة زمین‏‌شناسی 1:25000 کبودان جای دارند (Safari et al., 2015). گسل اصلی تک‏‌نار رخنمون‏‌های پهنه‏‌های سبزوار در شمال و‏‌ تک‏‌نار در جنوب را در این منطقه از هم جدا می‏‌کند (شکل B1). واحدهای سنگ‏‌شناسی پهنة سبزوار شامل سنگ‌شناسی‏‌های مختلف مزوزوییک و سنوزوییک می‏‌شوند. برون‏‌زدهای مزوزوییک بیشتر دربردارندة سنگ‌های اولترامافیک، گدازه‏‌های بالشی، نهشته‏‌های پلاژیک و واحدهای رسوبی-آتشفشانی کرتاسه هستند که در ارتباط با مجموعة افیولیتی سبزوار هستند. در بخش پهنة سبزوار، سنگ‌های گرانیتی به سن کرتاسه (نزدیک به 80 میلیون سال پیش) نیز به شکل نوارهای موازی دیده می‏‌شوند که مرز مشترکی با مجموعه افیولیتی ندارند (Mazhari et al., 2019). واحدهای سنگی سنوزوییک بیشتر از سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن ساخته شده‏‌اند (شکل 1-B).

پهنة تک‏‌نار از شناخته‏‌شده‏‌ترین مناطق کادومین در ایران است و شاخص‏‌ترین واحدهای سنگی نئوپروتروزوییک پسین- کامبرین زیرین در این محدوده پدیدار شده‏‌اند. این سنگ‌ها شامل سنگ‌های آذرین درونی (مافیک و فلسیک)، آتشفشانی و آذرآواری هستند که در بازة زمانی 528-572 میلیون سال پیش ساخته شده‏‌اند (Monazzami et al. 2015; Moghadam et al. 2016, 2017). بر پایة بررسی‌های سنگ‌شناسی و داده‏‌های ایزوتوپی، پهنة تک‏‌نار بخشی از ماگماتیسم گسترده‌ای است که در نئوپروتروزوییک در طول حاشیة شمالی گندوانا روی داده است (Nejadsoogh et al., 2016; Bahajroy et al., 2022; Mazhari et al., 2020a و منابع آن). بخش کوچکی از مجموعه آذرین درونی رخنمون‌یافته در پهنة تک‏‌نار در منطقة کبودان دربردارندة سنگ‌های فلسیک و مافیک کرتاسه است (شکل 1-B). ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی این سنگ‌ها نشان از پیدایش آنها در جایگاه کمانی فعال در کرتاسة پسین دارد (Mazhari et al., 2019). البته حجم اصلی رخنمون‏‌های سنگی پهنة تک‏‌نار در منطقة کبودان سنگ‌های ماگمایی مرتبط با کادومین هستند (شکل 1-B).

 

 

 

 

 

شکل 1. A) جایگاه منطقه بررسی‌شده در نقشة ساختاری ایران (تصحیح‌شده از Nabavi (1976))؛ B) نقشة سادة زمین‌شناسی منطقه (برگرفته از Safari et al. (2015)).

Figure 1. A) The location of the study area in the structural map of Iran (modified after Nabavi, 1976); B) A simple geological map of the study area (modified after Safari et al., 2015)

 

 

 

سنگ‌های آذرین درونی مافیک با سن 552-545 میلیون سال پیش ترکیب گابرو- دیوریتی دارند و با توجه به داده‏‌های ایزوتوپی و زمین‌شیمیایی از ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای اسپینل پریدوتیتی در ژرفای کم پدید آمده‏‌اند (Mazhari et al., 2020a). سنگ‌های گرانیتوییدی شامل دو نوع مختلف I و S هستند. گرانیتوییدهای تیپ I (549-547 میلیون سال پیش) از گرانیتوییدهای نوع S (531-528 میلیون سال پیش) قدیمی‌تر هستند و ویژگی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی این دو گروه گرانیتوییدی با یکدیگر متفاوت است (Mazhari et al., 2020a). در این باره در بخش‏‌های پسین بحث خواهد شد. روابط صحرایی، داده‏‌های ایزوتوپی و ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی گویای واکنش متقابل و آمیختگی ماگمایی گرانیتوییدهای نوع I و سنگ‌های مافیک است. گرانیتوییدهای I از ذوب‌بخشی سنگ‌های با خاستگاه گوشته‏‌ای در پهنة فرورانش پدید آمده‏‌اند. ترکیب عنصرهای کمیاب گرانیتوییدهای نوع S همانند گرانیتوییدهای درون‌صفحه‏‌ای است و نشان می‏‌دهد این سنگ‌ها از طریق ذوب منابع پوسته‏‌ای (سنگ‌های رسوبی دگرگون‌شده) و همزمان یا پس از رخداد برخورد پدید آمده‏‌اند؛ ازاین‌رو، زمان پایان فرورانش کادومین در این منطقه را می‏‌توان نزدیک به 530 میلیون سال پیش دانست (Mazhari et al., 2020a).

روش انجام پژوهش

همان‏‌گونه‌که در بخش پیشین گفته شد، بررسی‏‌های پیشین دو گروه متمایز از سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کادومین را در منطقة کبودان پهنة تک‏‌نار به اثبات می‏‌رسانند (Monazzami et al. 2015؛ Mazhari et al., 2020a). نمونه‏‌های برگزیده در این پژوهش شامل دو نمونه از گرانیتوییدهای نوع S (نمونه‏‌های Ka18 و Ka39) و دو نمونه از گرانیتوییدهای نوع I (نمونه‏‌های Ka6 و Ka33) هستند. در بررسی‌های مظاهری و همکاران (Mazhari et al., 2020a) به روش انجام تجزیه سنگ‏‌کل، تعیین نسبت‌های ایزوتوپی، سن‏‌سنجی، جداسازی زیرکن و بررسی ریخت‌شناسی بلورها پرداخته شده است. میزان اکسیدهای اصلی و زیرکنیم با کمک XRF و غلظت عنصرهای کمیاب با کمک ICP-MS اندازه‌گیری شده است. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب سنگ‏‌کل برای نمونه‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش در جدول1 آورده شده‌اند. نسبت‌های ایزوتوپی Nd و Sr به روش TIMS (thermal-ionization mass spectrometer) اندازه‌گیری شده‌اند و سن‏‌سنجی U-Pb به روش LA-ICP-MS انجام شده است. چکیده‌ای از این داده‌ها برای نمونه‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش در جدول 2 آورده شده است. ترکیب اکسیدهای اصلی بیوتیت به روش EPMA با استفاده از دستگاه ریزکاوالکترونی CAMECA SX100 انجام شد. ولتاژ شتابنده kV 20 و جریان پرتوی nA 20 برای این تجزیه‌ها بوده است.

همچنین، در این پژوهش، میزان عنصرهای کمیاب زیرکن با استفاده از یک سیستم کاهندة لیزری µm 193 Analyte Excite به‌همراه ICP-MS چهار قطبی نوع Agilent 7500c (توان پلاسما W 1100) در مؤسسه علوم زمین[1] کشور تایوان، اندازه‏‌گیری شد. برای اندازه‌گیری عنصرهای کمیاب زیرکن در نمونه‏‌های بررسی‌شده از بلورهای زیرکن ماگمایی استفاده شد که پیشتر سن‌سنجی شده‏‌اند. گرانیتوییدهای S زیرکن‏‌های بازمانده‌ای دارند که از آنها در بررسی عنصرهای کمیاب بهره گرفته نشد. در این تجزیه‌ها، پرتوهای لیزر با اندازة نقطه‏‌ای µm 25-35، فرکانس Hz 20 و نفوذ پرتوی J/cm2 3 به‌کار برده شدند. زمان اجرای هر تجزیه 43 ثانیه شامل 20 ثانیه برای اسکن زمینه بود. زمان کامل‌شدن تجزیه برای ایزوتوپ‌های گوناگون از 10 تا 30 میلی‌ثانیه به درازا کشید. از جرم 49Ti برای محاسبة غلظت Ti و پرهیز از تداخل هم‏‌پوشانی‏‌های Zr بهره گرفته شد (Szymanowski et al., 2018). کالیبراسیون با کمک استاندارد NIST شیشه 612 با 29Si به‌عنوان استاندارد داخلی انجام شد (Pearce et al., 1997). شیشة بازالتی BCR-2G (استاندارد USGS) به‌عنوان ماده منبع کنترل کیفیت به‌کار گرفته شد (Jacob, 2006).

 

جدول1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة اکسیدهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و عنصرهای کمیاب (برپایة ppm) (GPI: گرانیتوییدهای نوع I؛ GPS: گرانیتوییدهای نوع S).

Table 1. The major oxide (wt%) and trace elements (ppm) analytical data (GPI: I-type granitoids; GPS: S-type granitoids).

Sample ID

Ka18

Ka39

Ka6

Ka33

ID

GPS

GPS

GPI

GPI

SiO2

76.13

70.88

69.31

72.66

TiO2

0.21

0.16

0.63

0.39

Al2O3

12.46

12.59

15.94

13.36

FeOt

2.11

4.26

1.82

3.42

MgO

0.17

1.25

0.76

0.66

MnO

0.02

0.02

0.05

0.05

CaO

0.38

0.62

4.02

2.52

Na2O

3.91

3.71

5.33

4.54

K2O

4.05

3.51

1.45

1.61

P2O5

0.03

0.07

0.10

0.06

L.OI.

0.67

1.77

0.76

0.77

Sum

100.14

98.84

100.17

100.04

Li

5.01

3.85

2.78

9.86

Rb

101.55

130.36

11.32

51.12

Cs

1.12

0.80

1.55

1.36

Be

3.03

2.19

2.23

2.76

Sr

39.43

65.22

187.16

98.13

Ba

675.42

981.34

133.29

302.41

Sc

12.88

11.13

8.72

9.09

V

1.69

1.93

33.69

22.84

Cr

1.82

2.13

13.05

5.83

Co

1.28

1.86

7.67

6.12

Ni

1.17

1.37

54.77

5.86

Cu

1.78

0.96

31.34

4.86

Zn

19.13

18.64

73.13

34.13

Ga

18.51

16.43

14.82

16.29

Y

65.54

54.38

24.30

45.18

Nb

14.20

11.40

11.53

11.86

Ta

1.12

0.98

0.82

0.79

Zr

283.40

119.20

475.20

306.10

Hf

8.54

6.52

11.03

9.48

Mo

0.62

0.72

0.64

0.59

Sn

1.65

2.19

1.13

0.45

Tl

0.37

0.24

0.28

0.09

Pb

5.61

5.17

51.39

10.26

U

17.48

18.15

4.85

5.83

Th

31.08

16.85

19.16

16.59

La

52.88

31.45

29.18

31.07

Ce

117.29

71.52

62.40

67.14

Pr

14.74

8.49

7.05

7.94

Nd

55.69

33.09

27.26

31.56

Sm

12.37

7.08

5.35

6.81

Eu

1.35

0.59

1.06

1.14

Gd

11.78

6.93

4.75

6.86

Tb

1.96

1.39

0.69

1.18

Dy

11.77

8.82

3.86

7.29

Ho

2.36

1.86

0.78

1.55

Er

6.72

5.65

2.31

4.59

Tm

1.01

0.74

0.38

0.73

Yb

6.42

5.49

2.46

4.57

Lu

0.94

0.81

0.41

0.69

دقت اندازه‏‌گیری‏‌ها نیز با استاندارد زیرکن 91500 بررسی شد (Coble et al., 2018). دقت برآورد‌شده برای عنصرهای کمیاب در این پژوهش معمولاً از 10% کمتر است (مگر Ti که نزدیک به 14% احتمال خطا برآورد شد). داده‏‌های خام ICP-MS با نسخة 4.4.4 نرم‏‌افزار GLITTER پردازش شد (Van Achterbergh et al., 2001). جزییات روش آزمایش و پردازش داده‏‌ها در مقالة مظاهری و همکاران (Mazhari et al., 2020b) آورده شده است. گفتنی است ازآنجایی‌که بررسی‏‌های سن‏‌سنجی پیشتر روی این بلورهای زیرکن انجام شده بود، تجزیة عنصرهای کمیاب روی بخش‏‌های دارای زیرکن بازمانده (موروثی) انجام نشد.

سنگ‌نگاری، روابط صحرایی و زمین‏‌شیمی گرانیتوییدهای تک‌نار

حجم بزرگی از سنگ‌های آذرین درونی فلسیک در منطقة کبودان را گرانیتوییدهای نوع I با ظاهری خاکستری رنگ دربرمی‌گیرند (شکل 2-A)؛ اما گرانیتوییدهای نوع S با گسترش کمتر و رنگ روشن به‌صورت رخنمون‏‌های کوچک جداگانه رخنمون یافته‌اند (شکل 2-C) و یا به‏‌صورت دایک‏‌ سنگ‌های مافیک را قطع می‏‌کنند (شکل 2-B). این سنگ‌ها بیشتر ساختار متراکم و بی جهت‌یافتگی ترجیحی دارند؛ اما گاهی همراه با درز و شکاف فراوان و خردشدگی هستند. انکلاوهای مافیک در گرانیتوییدهای نوع I به نسبت فراوان هستند (شکل D2)؛ اما در گرانیتوییدهای نوع S دیده نمی‏‌شوند. با توجه به حجم مُدال کانی‏‌ها، گرانیتوییدهای نوع I گرانودیوریت و گرانیتوییدهای نوع S مونزوگرانیت نامگذاری می‏‌شوند. پلاژیوکلاز فراوان‏‌ترین کانی در گرانیتوییدهای گوناگون است که 32 تا 40 درصدحجمی سنگ‌ها را دربرمی‌گیرد. این کانی در گرانیتوییدهای نوع I منطقه‌بندی پیچیده و دگرسانی ناچیزی نشان می‏‌دهد؛ اما پلاژیوکلاز در نمونه‏‌های نوع S، بدون منطقه‏‌بندی است و در همراهی با کمی دگرسانی به سریسیت و کانی‏‌های رسی رخنمون دارد. کوارتز 37-22 درصدحجمی گرانیتوییدهای کبودان را دربرمی‏‌گیرد. این کانی به‏‌صورت بی‏‌شکل و در فضای میان‌دانه‏‌ای دیده می‌شود و بیشتر خاموشی موجی نشان می‏‌دهد. آلکالی فلدسپار یکی دیگر از کانی‏‌های اصلی گرانیتوییدهای تک‌نار است که 31-19 درصدحجمی سنگ‌ها را فراگرفته است. این کانی نیز به شکل میان‌دانه‏‌ای در گرانیتوییدها یافت می‌شود و دگرسانی به کانی‏‌های رسی در آن به‌خوبی دیده می‌شود. بیوتیت در گرانیتوییدهای تک‌نار فراوان‏‌ترین کانی مافیک است که تمرکز آن در گرانیتوییدهای نوع S (20-10 درصد حجمی) بیشتر از گرانیتوییدهای نوع I (کمتر از 10 درصد حجمی) است. مهم‌ترین کانی‏‌های فرعی در انواع گرانیتوییدها آپاتیت، زیرکن و تیتانیت هستند. افزون‏‌بر سریسیت و کانی‏‌های رسی، کلسیت و تیتانیت ثانویه نیز در اثر دگرسانی در برخی نمونه‏‌ها دیده می‏‌شوند.

بررسی‏‌های پترولوژیک در منطقه تک‌نار وجود تفاوت‏‌های چشمگیر در گرانیتوییدهای گوناگون را به اثبات رسانده است (Mazhari et al., 2020a). برخی از مهم‏‌ترین ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی متمایز در نمونه‏‌های گرانیتوییدی گوناگون در جدول2 آورده شده‌اند. نمونه‏‌های نوع I ترکیب متاآلومین (ASI<1) با نسبت‌های ایزوتوپی همانند سنگ‌های جداشده از گوشته (ɛNdt بالا و 87Sr/86Sri کم) دارند؛ اما گرانیتوییدهای نوع S ترکیب پرآلومین (ASI>1) با نسبت‌های ɛNdt منفی و 87Sr/86Sri بالا نشان می‏‌دهند که گویای نقش سنگ‌های پوسته در پیدایش آنهاست (Mazhari et al., 2020a). افزون‏‌بر شواهد کانی‏‌شناسی و زمین‌شیمیایی یادشده دربارة پیدایش دو گروه گرانیتویید I و S در منطقة تک‌نار، تفاوت ترکیب بیوتیت‏‌های این سنگ‌ها نیز گویای این امر است. داده‌های تجزیة نقطه‏‌ای کانی بیوتیت در نمونه‏‌های تک‌نار در جدول3 و شکل 3 آورده شده‌اند. بیوتیت در گرانیتوییدهای نوع S Al2O3 و FeOt بیشتر و MgO کمتری نسبت به بیوتیت نمونه‏‌های نوع I دارد (جدول3). این تفاوت در نمودارهای متمایزکنندة گرانیتوییدهای گوناگون بر پایه ترکیب بیوتیت به‌خوبی نمایان است (شکل3).

 

 

جدول 2. سن، ضریب اشباع‌شدگی از آلومینیم (ASI) و نسبت‌های ایزوتوپی Sr و Nd در نمونه‏‌های نک‌نار (Mazhari et al., 2020a).

Table 2. Age, Aluminum Saturation Index (ASI), and Nd-Sr isotopic ratios of Taknar samples (from Mazhari et al., 2020a).

Sample No.

Age (Ma)

ASI

ɛNd

87Sr/86Sri

TDM (Ga)

Ka39

529

1.141484

-4.54

0.714

1.85

Ka18

523

1.08

-6.95

0.710

1.76

Ka6

547

0.903302

3.68

0.704

1.11

Ka33

549

0.968622

2.49

0.707

1.24

 

جدول 3. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‏‌ای کانی بیوتیت در نمونه‏‌های گرانیتویید نوع S (Ka18 و Ka39) و نمونه‏‌های نوع I (Ka6 و Ka33).

Table 3. Microprobe analytical data of biotites in S-type (Ka18 and Ka39) and I-type (Ka6 and Ka33) granitoids.

Sample No.

Ka6

Ka6

Ka33

Ka33

Ka39

Ka39

Ka18

Ka18

SiO2

35.84

35.62

35.74

35.58

34.53

34.55

34.71

34.37

TiO2

3.92

3.75

3.71

3.89

3.08

3.08

2.9

3.25

Al2O3

13.3

13.25

13.19

13.09

17.21

17.26

17.25

17.28

FeO

21.03

20.61

20.89

20.53

24.73

24.72

24.38

25.04

MnO

0.31

0.24

0.29

0.26

0.25

0.29

0.27

0.3

MgO

12.47

10.71

11.82

10.52

5.69

5.65

5.51

5.82

CaO

0.08

0.06

0.08

0.05

0.16

0.14

0.12

0.18

 

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Sample

Ka6

Ka6

Ka33

Ka33

Ka39

Ka39

Ka18

Ka18

Na2O

0.75

0.59

0.74

0.55

0.24

0.27

0.26

0.23

K2O

10.05

9.53

9.59

9.48

9.52

9.3

10.41

8.15

Total

97.75

94.36

96.05

93.95

95.41

95.26

95.81

94.62

Atom numbers calculated based on 11 (O)

          

Si

2.95

2.85

2.785

2.845

2.746

2.74

2.752

2.735

AlIV

1.07

0.889

1.018

0.777

1.12

1.06

1.132

0.989

AlVI

0.2

0.274

0.193

0.457

0.53

0.55

0.48

0.631

Ti

0.23

0.186

0.214

0.23

0.188

0.182

0.174

0.19

Fe3+

0.4

0.247

0.377

0.521

0.222

0.289

0.148

0.43

Fe2+

1.04

0.597

0.985

0.852

1.241

1.36

1.491

1.237

Mn

0.02

0.005

0.019

0.018

0.003

0.019

0.018

0.02

Mg

1.44

1.688

1.359

1.392

0.731

0.75

0.683

0.817

K

0.99

0.909

0.943

0.781

0.904

0.902

1.033

0.771

Na

0.12

0.054

0.112

0.086

0.025

0.037

0.039

0.035

Ca

0.007

0.005

0.007

0.005

0.003

0.013

0.01

0.016

 

 

شکل 2. برخی روابط صحرایی در سنگ‌های آذرین درونی پهنة تک‏‌نار در منطقة کبودان. A) نمایی از رخنمون گرانیتوییدهای نوع I؛ B) گرانیتوییدهای نوع S به‏‌صورت دایک؛ C) گرانیتوییدهای نوع S به شکل رخنمون‏‌های جداگانه در سنگ‌های مافیک منطقه؛ D) وجود انکلاو مافیک در گرانیتوییدهای نوع I.

Figure 2. Some field relations in the plutonic rocks of the Taknar Zone in the Kaboodan area. A) A view of the I-type granitoids; B) S-type granitoids appear as dyke; C) distinct outcrops of S-type granitoids in the mafic rocks of this area; D) Mafic enclaves in the I-type granitoids.

 

 

 

شکل 3. نمودارهای شناسایی بیوتیت در جایگاه‏‌های گرانیتوییدی گوناگون (برگرفته از Abdel-Rahman, 1994). A) نمودار MgO در برابر Al2O3؛ B) نمودار FeOt در برابر Al2O3.

Figure 3. Discrimination diagrams for biotite in various granitoid settings (from Abdel-Rahman, 1994). A) MgO versus Al2O3 diagram; B) FeOt versus Al2O3 diagram.

 

 

نتایج و بحث

ریخت‌شناسی، سرشت و جایگاه پیدایش بلورهای زیرکن

بررسی‏‌های پیشین روی بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای منطقه تک‌نار نشان می‏‌دهند ویژگی‏‌های بافتی این بلورها همانند زیرکن‏‌های با خاستگاه ماگمایی هستند (Mazhari et al., 2020a). نمونه‏‌های زیرکن جداشده از گرانیتوییدهای نوع I و S گوناگون از دیدگاه ظاهری همانند هم دارند. همة آنها شفاف هستند و رنگ آنها از بی‏‌رنگ تا زرد و قهوه‏‌ای کم‏‌رنگ تغییر می‏‌کند. درازای بلورهای زیرکن نزدیک به 100 تا 300 میکرون و نسبت درازا/پهنای آنها نزدیک به 3/1 است (شکل 4). بررسی‏‌های سن‏‌سنجی نشان می‏‌دهند برخی بلورهای زیرکن در گرانیتوییدهای نوع S هستة بازمانده (زیرکن موروثی) دارند (شکل 4؛ Mazhari et al., 2020a). هرچند همان‏‌گونه‌که در بخش روش انجام پژوهش گفته شد، تجزیة عنصرهای کمیاب روی بخش‏‌های با زیرکن بازمانده انجام نشده است. دانه‏‌های زیرکن در گرانیتوییدهای تک‌نار بیشتر شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و بیشترشان منطقه‏‌بندی نشان می‏‌دهند (شکل 4). منطقه‌بندی دیده‌شده در نمونه‏‌های زیرکن بیشتر از نوع نوسانی[2] یا بخشی[3] است و بافت‌های باندی نیز در برخی بلورها دیده می‏‌شوند. این بافت‏‌ها از ویژگی‏‌های بارز بلورهای زیرکن ماگمایی به‌شمار می‌روند (Corfu et al., 2003).

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای کمیاب بلورهای زیرکن نمونه‏‌های تکنار در جدول4 آورده شده‌اند. همة بلورهای تجزیه‌شده نسبت‏‌های بالای 1/0 Th/U> دارند (1.5-1= Th/U) که با زیرکن‏‌های با خاستگاه ماگمایی همخوانی دارد (Hoskin and Black, 2000). مقایسة فراوانی نسبی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) با عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) در زیرکن وابستگی بسیاری به چگونگی و محیط پیدایش آن دارد (Bea and Montero, 1999).

 

 

 

 

شکل 4. تصویرهای برگزیده از بلورهای زیرکن در نمونه‏‌های تک‌نار. A) شکل‏‌های بالا بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای نوع S؛ B) زیرکن گرانیتوییدهای نوع I؛ C) بلورهای زیرکن جدا شده از گرانیتوییدهای نوع S؛ D) بلورهای زیرکن جدا شده از گرانیتوییدهای نوع I (داده‏‌های سن‏‌سنجی از مظهری و همکاران (Mazhari et al., 2020a) هستند. تصویرهای A و B در زیر میکروسکوپ نور انعکاسی (RL[4]) و دیگر تصویرها در نور کاتادولومینسانس (CL[5]) گرفته شده‌اند. تجزیه عنصرهای کمیاب زیرکن روی هسته‏‌های زیرکن بازماندة گرانیتوییدهای نوع S انجام نشده است).

Figure 4. Representative images of zircon crystals in Taknar samples. A) zircon crystals from S-type granitoid; B) zircon crystals from I-type granitoid; C) zircon crystals separated from S-type granitoid; D) zircon crystals separated from I-type granitoids (A and B are reflected light (RL) microscope images while the others are cathodoluminescence (CL) images. The age data is from Mazhari et al. (2020a). Trace element analysis of zircon cores in inherited zircon crystals from S-type granitoids has not been conducted).

 

 

 

به‌علت شعاع یونی کمتر HREE و شعاع بیشتر LREE، زیرکن ماگمایی در الگوی نمودارهای بهنجار شده به ترکیب کندریت یک شیب مثبت از La به Lu، با آنومالی مثبت Ce و آنومالی منفی Eu نشان می‏‌دهد؛ اما در زیرکن‏‌های متأثر از سیال‌های گرمابی یا دگرگونی این الگو تغییر می‏‌کند به‌گونه‌ای‌که میزان LREE افزایش و شیب نمودار کاهش می‏‌یابد (مانند Whitehouse and Kamber, 2002; Long et al., 2012). الگوی عنصرهای خاکی کمیاب (REE) در همة بلورهای زیرکن در نمونه‏‌های تک‌نار همانند زیرکن‏‌های ماگمایی است (شکل 5-A).

عنصرهای خاکی کمیاب (REE) در ساختار زیرکن به میزان چشمگیری وارد می‏‌شوند. میزان این عنصرها به فشار، دما و ترکیب محیطی بستگی دارد که زیرکن در آن رشد می‏‌کند. ازاین‌رو، از میزان تمرکز REE در بلورهای زیرکن ماگمایی می‏‌توان برای بررسی شرایط رشد و ترکیب مذاب ماگمای مادر بهره گرفته (مانند Hanchar and vanWestrenen, 2007). مشکل اصلی در کاربرد شیمی زیرکن برای بررسی میزان عنصرهای کمیاب سنگ مادر اینست که بزرگی ضریب‌های توزیع عنصرهای کمیاب ( ) به‏‌ویژه REE در سنگ‌های گوناگون شاید تا صدها برابر اختلاف داشته باشد (Chapman et al., 2016 و منابع آن). این تفاوت‏‌های چشمگیر پیامد تأثیر متغیرهای گوناگونی مانند دما، فشار و حالت اکسایش (Hanchar and vanWestrenen, 2007) و همچنین، تبلور دیگر کانی‏‌های دارای عنصرهای کمیاب (Zhong et al., 2021) روی ضریب‌های توزیع عنصرهای کمیاب زیرکن است. ازاین‌رو، با توجه به داده‏‌های موجود و در مقیاس جهانی نمی‏‌توان ضریب‌های توزیع یکسانی برای بلور زیرکن، حتی در سنگ‌های مشابه، پیشنهاد کرد (Chapman et al., 2016). با وجود این، به‌دست‌آوردن ضریب‌های توزیع عنصرهای کمیاب زیرکن در بررسی‏‌های کوچک مقیاس، همانند هدف ما در این پژوهش (یعنی مقایسه گرانیتوییدهای گوناگون منطقة کبودان) می‏‌تواند کارآمد باشد. ضریب توزیع برای هر یک از عنصرهای کمیاب با فرمول زیر به‌دست‌آورده می‌شود (Chapman et al., 2016):

غلظت عنصر کمیاب در سنگ‏‌کل/ غلظت عنصر کمیاب در زیرکن= ضریب توزیع عنصر کمیاب.

ضریب توزیع عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‌های تک‌نار با به‌دست‌آوردن نسبت غلظت عنصر کمیاب زیرکن (جدول 4) به غلظت همان عنصر در سنگ‏‌کل (جدول 1) انداره‌گیری شد. این محاسبه‌ها نشان می‏‌دهند ضریب توزیع از نزدیک به 001/0 برای LREE در زیرکن گرانیتوییدهای نوع S (نمونه‏‌های Ka18 و Ka39) تا بیشتر از 250 برای HREE در زیرکن گرانیتوییدهای نوع I در نوسان است (شکل 5-B). ضریب توزیع عنصرهای خاکی کمیاب در بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای نوع I از نمونه‏‌های نوع S بیشتر است (شکل 5-B).

بر پایه نسبت‌ عنصرهای REE نیز می‏‌توان زیرکن‏‌های ماگمایی را از زیرکن‏‌های دگرگونی یا زیرکن‏‌های متأثر از دگرسانی شناسایی کرد (Hoskin, 2005). در نمودار‏‌های شناسایی خاستگاه زیرکن برپایة نسبت عنصرهای خاکی کمیاب، همة بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای منطقة کبودان در ردة زیرکن ماگمایی جای می‏‌گیرند (شکل A-B6).

نسبت U/Yb در بلورهای زیرکن معیاری برای شناخت زیرکن در پوستة قاره‏‌ای و اقیانوسی به‌شمار می‌رود (Grimes et al., 2007). گمان می‌رود نسبت کم U/Yb (نزدیک به 1/0) معیار خوبی برای شناخت زیرکن‏‌ مذاب‌های جدایش‏‌یافته از گوشتة MORB تهی‏‌شده باشد. دیگر منابع زمین‏‌شناسی غنی‏‌شده نسبت‌های U/Yb بیشتری دارند و برای شناخت آنها معیارهای دیگر نیاز است (Grimes et al., 2015). بلورهای زیرکن پدیدآمده در پوستة اقیانوسی نسبت به زیرکن‏‌هایی که در جایگاه‏‌های قاره‏‌ای پدید آمده‌‏‌اند، از Y، P و HREE غنی‌شدگی نشان می‏‌دهند و میزان U و Th آنها به نسبت تهی‏‌شده است (Grimes et al., 2007). همان‌گونه‌که در شکل‏‌های 6-C و 6-D دیده می‌شود، بلورهای زیرکن در محدودة زیرکن‏‌های قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند.

 

 

 

شکل 5. A) نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب (REE) بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای بلورهای زیرکن در نمونه‏‌های تک‌نار؛ B) میانگین ضریب‌های توزیع برای عنصرهای خاکی کمیاب زیرکن در نمونه‏‌های تک‌نار (نمونه‏‌های Ka18 و Ka39 گرانیتوییدهای نوع S و نمونه‏‌های Ka33 و Ka6 گرانیتوییدهای نوع I هستند).

Figure 5. A Chondrite (Sun and McDonough, 1989) -normalized pattern of rare earth element (REE) in zircon crystals of Taknar samples; B) Average distribution coefficients for REEs in zircon crystals of Taknar samples (Samples Ka18 and Ka39 are from S-type granitoids, while samples Ka33 and Ka6 are from I-type granitoids).

 

جدول 4. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای کمیاب در بلورهای زیرکن نمونه‌های تک‌نار به روش LA-ICP-MS (GPS: گرانیتویید نوع S؛ IPS: گرانیتویید نوع I؛ TºC: دمای به‌دست‌آمده به روش TZT (Dardier et al., 2021) (دما برپاة درجة سانتیگراد؛ غلظت‏‌ها برپایة ppm).

Table 4. The trace element analytical data in zircon crystals of Taknar samples by the LA-ICP-MS method (GPS: S-type granitoids; IPS: I-type granitoids; T°C: calculated temperatures using the TZT method (Dardier et al., 2021) (The temperature is in Celsius and concentration is in parts per million (ppm)).

Sample No.

Ka18-1

Ka18-10

Ka18-11

Ka18-2

Ka18-3

Ka18-4

Ka18-5

Ka18-6

Ka18-7

Granitoid Type

GPS

GPS

GPS

GPS

GPS

GPS

GPS

GPS

GPS

Ti

46.67

48.39

39.47

46.35

44.37

40.7

50.6

51.82

42.3

P

657

475

383

496

495

390

661

703

361

Tºc

897.1

901.35

877.8

896.29

891.21

881.29

906.64

909.48

885.7

Hf

9580

9491

10537

9374

9742

10129

9260

9275

10040

Nb

7.22

6.08

8.83

6.9

7.73

8.25

6.23

5.65

8.1

Ta

1.13

0.99

1.79

1.05

1.26

1.45

0.97

1.02

1.53

Th

64.13

64.37

72.6

64.53

65.32

69.5

63.25

61.92

69.43

U

64.75

63.21

71.63

63.31

66.31

69.77

62.19

61.2

68.1

Sr

0.38

0.45

0.53

0.42

0.55

0.41

0.36

0.33

0.36

Y

1281

1325

1151

1296

1263

1225

1360

1380

1206

La

0.1

0.1

0.09

0.1

0.1

0.09

0.1

0.1

0.09

Ce

32.84

34.3

28.89

33.49

31.85

30.54

34.48

34.72

30.9

Pr

0.41

0.43

0.36

0.42

0.4

0.38

0.43

0.44

0.39

Nd

5.66

5.91

4.98

5.77

5.49

5.26

5.94

5.98

5.33

Sm

7.14

7.46

6.28

7.28

6.93

6.64

7.5

7.55

6.72

Eu

1.43

1.49

1.26

1.46

1.39

1.33

1.5

1.51

1.35

Gd

33.4

34.89

29.39

34.07

32.4

31.06

35.07

35.31

31.43

Tb

10.16

10.61

8.94

10.36

9.86

9.45

10.67

10.74

9.56

Dy

122.65

128.11

107.93

125.1

118.97

114.06

128.78

129.68

115.41

Ho

41.89

43.75

36.86

42.73

40.63

38.96

43.98

44.29

39.42

Er

183

191.14

161.04

186.66

177.51

170.19

192.15

193.49

172.2

Tm

39.11

40.85

34.42

39.89

37.94

36.37

41.07

41.35

36.8

Yb

360.4

376.44

317.15

367.61

349.59

335.17

378.42

381.05

339.14

Lu

60.02

62.69

52.82

61.22

58.22

55.82

63.02

63.46

56.48

Sum REE

889.02

928.59

782.34

906.8

862.35

826.79

933.47

939.96

836.57

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Sample No.

Ka18-8

Ka18-9

Ka33-1

Ka33-10

Ka33-11

Ka33-2

Ka33-3

Ka33-4

Ka33-5

Granitoid Type

GPS

GPS

GPI

GPI

GPI

GPI

GPI

GPI

GPI

Ti

50.27

45.09

31.66

20.4

29.45

21.73

24.8

31.87

30.75

P

593

502

291

185

187

190

291

265

207

Tºc

905.86

893.08

853.36

807.62

845.57

813.96

827.48

854.08

850.21

Hf

9123

9568

7460

7860

7536

8160

7751

7309

7453

Nb

6.07

6.51

5.33

8.47

6.16

8.19

7.45

4.95

4.18

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Sample No.

Ka18-8

Ka18-9

Ka33-1

Ka33-10

Ka33-11

Ka33-2

Ka33-3

Ka33-4

Ka33-5

Ta

0.95

1.2

1.19

2.05

1.54

2.17

1.85

1.32

1.26

Th

62.47

64.6

170.4

251.6

185.4

252.8

237.1

153.4

175.2

U

61.46

65.31

115.9

165.1

118

164.3

155.3

106

115.8

Sr

0.37

0.39

0.72

0.39

0.49

0.46

0.48

0.33

0.53

Y

1367

1305

2255

1806

2006

1816

1852

2350

2294

La

0.1

0.1

0.07

0.14

0.16

0.06

0.07

0.07

0.17

Ce

34.81

32.98

42.45

72.66

84.28

34.39

39.05

43.3

89.8

Pr

0.44

0.41

0.48

0.57

0.66

0.39

0.44

0.49

0.71

Nd

6

5.69

9.48

8.17

9.48

7.68

8.72

9.67

10.1

Sm

7.57

7.17

12.7

10.78

12.5

10.29

11.69

12.96

13.32

Eu

1.52

1.44

2.89

1.02

1.18

2.34

2.66

2.95

1.26

Gd

35.4

33.55

60.16

49.68

57.63

48.73

55.35

61.36

61.4

Tb

10.77

10.21

17.28

14.2

16.48

14

15.9

17.63

17.55

Dy

130.01

123.19

201.77

166.63

193.29

163.43

185.63

205.81

205.95

Ho

44.4

42.08

68.41

56.06

65.03

55.42

62.94

69.78

69.28

Er

193.98

183.81

291.74

235.14

272.76

236.31

268.4

297.58

290.62

Tm

41.46

39.28

61.56

49.09

56.95

49.87

56.64

62.79

60.67

Yb

382.02

362

549.27

436.48

506.32

444.91

505.33

560.26

539.46

Lu

63.62

60.29

93.84

72

83.52

76.01

86.34

95.72

88.99

Sum REE

942.36

892.96

1399.34

1150.84

1334.98

1133.46

1287.39

1427.33

1422.37

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Sample No.

Ka33-6

Ka33-7

Ka33-8

Ka33-9

Ka39-1

Ka39-2

Ka39-3

Ka39-4

Granitoid Type

GPI

GPI

GPI

GPI

GPS

GPS

GPS

GPS

Ti

31.49

25.63

25.49

27.9

39.15

40.27

44.96

40.93

P

264

242

200

335

479

440

640

356

Tºc

852.78

830.9

830.33

839.81

876.88

880.08

892.74

881.93

Hf

7433

7562

7681

7505

10366

10220

9657

10417

Nb

5.67

6.4

6.89

6.27

9.14

7.59

7.3

8.16

Ta

1.35

1.62

1.7

1.4

1.84

1.63

1.39

1.72

Th

188.7

223.4

221

208.2

73.16

72.77

65.31

71.5

U

122.7

147

145.8

143.1

72.54

72.31

64.03

71.49

Sr

0.46

0.57

0.36

0.5

0.41

0.47

0.63

0.39

Y

2261

1880

1906

1993

1142

1167

1277

1183

La

0.16

0.15

0.15

0.16

0.09

0.09

0.1

0.09

Ce

86

81.43

81.7

83.51

28.7

29.57

32.29

30.2

Pr

0.68

0.64

0.64

0.66

0.36

0.37

0.41

0.38

Nd

9.67

9.16

9.19

9.39

4.95

5.1

5.57

5.21

Sm

12.76

12.08

12.12

12.39

6.24

6.43

7.02

6.57

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Sample No.

Ka33-6

Ka33-7

Ka33-8

Ka33-9

Ka39-1

Ka39-2

Ka39-3

Ka39-4

Eu

1.21

1.14

1.15

1.17

1.25

1.29

1.41

1.32

Gd

58.8

55.68

55.86

57.11

29.2

30.07

32.84

30.72

Tb

16.81

15.92

15.97

16.33

8.88

9.15

9.99

9.35

Dy

197.22

186.75

187.36

191.53

107.22

110.44

120.6

112.82

Ho

66.35

62.83

63.03

64.43

36.62

37.72

41.19

38.53

Er

278.3

263.52

264.39

270.27

159.98

164.78

179.94

168.33

Tm

58.1

55.02

55.2

56.43

34.19

35.22

38.46

35.98

Yb

516.6

489.17

490.77

501.7

315.06

324.51

354.38

331.51

Lu

85.21

80.69

80.95

82.76

52.47

54.04

59.02

55.21

Sum REE

1362.1

1289.78

1294

1322.81

777.18

800.5

874.16

817.77

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Sample No.

Ka39-5

Ka39-6

Ka39-7

Ka39-8

Ka6-1

Ka6-10

Ka6-11

Ka6-12

Granitoid Type

GPS

GPS

GPS

GPS

GPI

GPI

GPI

GPI

Ti

48.7

41.85

39.16

43.1

23.08

33.25

32.49

28.3

P

316

473

531

631

226

254

273

195

Tºc

902.1

884.47

876.91

887.85

820.08

858.7

856.18

841.32

Hf

9506

9859

10650

9630

7814

7260

7347

7640

Nb

6.74

7.69

8.37

7.05

7.1

4.51

4.63

6.53

Ta

1.08

1.17

1.73

1.34

2.16

1.06

1.12

1.65

Th

64.02

67.71

72.33

65.75

248.4

155.3

166

215.7

U

63.5

68.04

72.08

66.27

160.4

105.2

110.5

145.4

Sr

0.49

0.51

0.34

0.54

0.39

0.51

0.41

0.67

Y

1347

1249

1135

1255

1841

2430

2406

1965

La

0.1

0.09

0.08

0.1

0.14

0.08

0.17

0.07

Ce

34.15

31.08

28

32.2

76.1

48.82

90.56

39.9

Pr

0.43

0.39

0.35

0.41

0.6

0.55

0.71

0.45

Nd

5.89

5.36

4.83

5.55

8.56

10.91

10.19

8.91

Sm

7.43

6.76

6.09

7

11.29

14.61

13.43

11.94

Eu

1.49

1.35

1.22

1.4

1.07

3.33

1.27

2.72

Gd

34.74

31.61

28.48

32.76

52.04

69.18

61.92

56.55

Tb

10.57

9.62

8.66

9.96

14.88

19.87

17.7

16.24

Dy

127.56

116.08

104.6

120.29

174.53

232.04

207.69

189.67

Ho

43.57

39.64

35.72

41.08

58.72

78.68

69.87

64.31

Er

190.32

173.19

156.06

179.47

246.28

335.51

293.08

274.24

Tm

40.67

37.01

33.35

38.36

51.42

70.8

61.19

57.87

Yb

374.82

341.08

307.35

353.45

457.17

631.67

544.03

516.32

Lu

62.42

56.8

51.19

58.86

75.41

107.92

89.74

88.21

Sum REE

924.58

841.37

758.16

871.88

1205.4

1609.24

1434.43

1315.38

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Sample No.

Ka6-2

Ka6-3

Ka6-4

Ka6-5

Ka6-6

Ka6-7

Ka6-8

Ka6-9

ID

GPI

GPI

GPI

GPI

GPI

GPI

GPI

GPI

Ti

24.17

22.17

26.91

28.12

28.77

33.61

32.75

23.92

P

283

256

326

216

280

219

290

176

Tºc

824.82

815.99

836

840.64

843.07

859.89

857.05

823.75

Hf

7763

7831

7739

7405

7495

7368

7315

7950

Nb

7.6

9.15

7.25

5.25

5.93

4.8

4.36

8.8

Ta

2.03

1.86

1.79

1.23

1.39

0.88

0.95

1.95

Th

243.1

250.7

220.5

193.5

202.3

162.8

150.9

249.3

U

159.2

163.7

146.9

121.2

130.1

107.4

106.8

162.3

Sr

0.44

0.42

0.58

0.3

0.37

0.4

0.5

0.52

Y

1860

1790

1874

2204

2380

2471

2367

1835

La

0.15

0.13

0.15

0.07

0.16

0.07

0.08

0.06

Ce

79.91

70.01

81.43

40.75

86

44.15

45

35.66

Pr

0.63

0.55

0.64

0.46

0.68

0.5

0.51

0.4

Nd

8.99

7.88

9.16

9.1

9.67

9.86

10.05

7.97

Sm

11.85

10.39

12.08

12.2

12.76

13.21

13.47

10.67

Eu

1.12

0.98

1.14

2.78

1.21

3.01

3.07

2.43

Gd

54.64

47.87

55.68

57.75

58.8

62.56

63.77

50.53

Tb

15.62

13.69

15.92

16.59

16.81

17.97

18.32

14.52

Dy

183.26

160.57

186.75

193.7

197.22

209.84

213.88

169.49

Ho

61.65

54.02

62.83

65.68

66.35

71.15

72.52

57.47

Er

258.6

226.58

263.52

280.07

278.3

303.41

309.25

245.06

Tm

53.99

47.3

55.02

59.1

58.1

64.03

65.26

51.71

Yb

480.03

420.6

489.17

527.3

516.6

571.25

582.23

461.39

Lu

79.18

69.38

80.69

90.09

85.21

97.6

99.47

78.83

Sum REE

1265.67

1108.97

1289.78

1343.36

1362.1

1455.31

1483.3

1175.44

 

 

تفاوت ترکیب عنصرهای کمیاب در بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای نوع I و S

همان‌گونه‌که در بخش‏‌های پیشین گفته شد، تأثیر عوامل گوناگون در توزیع عنصرهای کمیاب زیرکن تفاوت فراوانی آنها در سنگ‌های گوناگون را به‌دنبال دارد. ازاین‌رو، بازة تغییرات غلظت عنصرهای کمیاب زیرکن در سنگ‌های گوناگون بسیار گسترده است (Belousova et al., 2002; Grimes et al., 2015). تغییرات ترکیبی بلورهای زیرکن در سنگ‌های مشابه نیز تفاوت‏‌های چشمگیری نشان می‏‌دهد. سنگ‌های گرانیتوییدی نیز از این ویژگی مستثنی نیستند و میزان عنصرهای کمیاب زیرکن، حتی در گرانیتوییدهای هم‏‌نوع در محیط‏‌های مختلف، گسترۀ وسیعی را نشان می‏‌دهد (مانند Paterson et al., 1992; Chapman et al., 2016). ازاین‌رو، مقایسه ترکیب عنصرهای کمیاب کانی زیرکن در نمونه‏‌های تک‌نار با بازة تغییرات ترکیبی گرانیتوییدها در مقیاس جهانی کارساز نخواهد بود؛ زیرا همة داده‏‌ها در بخش کوچکی از طیف گسترش ترکیبی جای خواهد گرفت. از این‌رو، در این پژوهش به مقایسه تفاوت ترکیبی گرانیتوییدهای گوناگون در منطقة کبودان پرداخته می‏‌شود که در جایگاه زمین‏‌شناسی همانند پدید آمده‏‌اند.

 

 

 

 

شکل 6. نمودارهای متمایزکنندة نوع و خاستگاه بلورهای زیرکن برپایة ترکیب عنصرهای کمیاب. A) نمودار La در برابر (Sm/La)N (Hoskin, 2005)؛ B) نمودار (La/Sm)N در برابر (Yb/Sm)N (Xia et al., 2010)؛ C، D) نمودارهای متمایزکنندة زیرکن‌های با خاستگاهِ پوستة قاره‏‌ای و اقیانوسی (Grimes et al., 2007).

Figure 6. Discriminant diagrams for identifying the type and origin of zircon crystal based on trace element composition. A) La versus (Sm/La)N diagram (Hoskin, 2005); B) (La/Sm)N versus (Yb/Sm)N diagram (Xia et al., 2010); C, D) Discriminant diagrams for distinguishing zircons formed in continental and oceanic crusts (Grimes et al., 2007).

 

 

با بررسی داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای کمیاب در زیرکن‏‌های گرانیتوییدهای گوناگون منطقة تک‌نار، تفاوت‌های چشمگیری در آنها دیده می‌شود (جدول 4). با وجود این‏‌که دامنة تغییرات ترکیب برخی عنصرها مانند Sr (ppm 3/0 تا 7/0)، Nb (ppm 15/9 تا 3/4) و Ta (ppm 9/0 تا 2/2) در بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای گوناگون یکسان است، ترکیب دیگر عنصرهای کمیاب بسیار متفاوت است. بلورهای زیرکن در گرانیتوییدهای نوع S نسبت به نوع I از عنصرهای Ti، P و Hf غنی‌تر هستند؛ اما این بلورها در نمونه‏‌های نوع I از عنصرهای Y، Th، U و REE کمابیش غنی هستند (شکل 7). وجود این تفاوت ترکیب در بلورهای زیرکن ماگمایی نشان‏‌دهندة منابع مختلف و روند تحولی متفاوتی است که پیدایش ماگمای اولیه را در پی داشته است (Deng et al., 2019).

 

 

 

شکل 7. نمودارهای دوتایی Sr در برابر عنصرهای کمیاب بلورهای زیرکن در نمونه‏‌های تک‌نار (تراکم همة عنصرها برپایة ppm است).

Figure 7. Sr versus trace elements binary diagrams for zircon crystals of Taknar samples (All element concentrations are in ppm).

 

 

دمای تبلور و فشاربخشی اکسیژن در بلورهای زیرکن

زیرکن در مذاب انحلال‌پذیری کمی دارد، نسبت به دگرسانی در سطح زمین پایداری و مقاومت بالا دارد و ساختار بلوری آن در دماهای ماگمایی تغییرات حجمی بسیار کمی نشان می‏‌دهد (Cherniak and Watson 2007). این ویژگی‏‌ها موجب می‏‌شود زیرکن بتواند گویای اطلاعات زمین‌شیمیایی باارزشی دربارة محیط رشد، شامل دمای تبلور و ترکیب مذابی که از آن متبلور شده است باشد. دماسنج Ti در زیرکن از مؤثرترین ابزارهای پتروژنتیک برای بررسی سنگ‌های گرانیتی به‌شمار می‌رود (Schiller and Finger 2019). نخستین‌بار واتسون و همکاران (Watson et al., 2006) برآوردی از غلظت تیتانیم در زیرکن که تابع دمای تشکیل و فعالیت تیتانیم‌دی‌‌اکسید (TiO2) است را به‏‌صورت آزمایشگاهی به‌دست آوردند.

برای محاسبات تئوری این دماسنج که سپس در بررسی‏‌های تجربی فری و واتسون (Ferry and Watson, 2007) تکمیل شد معادلة جانشینی زیر به‌کار برده می‌شود:

TiO2 + ZrSiO4 =ZrTiO4 ‏+ SiO2

دماسنج تیتانیم در زیرکن می‌تواند وابستگی میان داده‏‌های سن‏‌سنجی و زمین‏‌شیمی در بلور و تحول سنگ‌زایی سنگ میزبان را نشان دهد. این دماسنج برپایة تجزیة زیرکن‏‌های طبیعی و مصنوعی با دقت °C 5± کالیبره شده است.

دماسنج Ti در زیرکن بر این فرض استوار است که روتیل (TiO2) و زیرکن خالص در هنگام تبلور زیرکن به‌طور همزمان حضور داشته‏‌اند. البته گمان می‌رود این فرض برای بیشتر سنگ‌های ماگمایی فلسیک منطقی باشد. در نتیجه اگر فعالیت TiO2 واحد (تقریباً یک) در نظر گرفته شود، پایداری تعادل به‌دست می‏‌آید (Watson et al. 2006). با وجود این مدل‏‌های ترمودینامیکی و کالیبراسیون‏‌های تکمیلی برای دماسنج تیتانیم در زیرکن نشان داد که انحلال‏‌پذیری Ti در زیرکن نه تنها به دما و فعالیت TiO2 (αTiO2) بلکه تا اندازة بسیاری به فعالیت SiO2 (αSiO2) نیز وابسته است (Ferry and Watson, 2007).

هرچند برای برآورد دمای تبلور زیرکن با دماسنج تیتانیم در زیرکن دانستن فعالیت‌های دی‏‌اکسید‌سیلیسیم و دی‏‌اکسیدتیتانیم بسیار نیاز است (Ferry and Watson, 2007)، اما این دماسنج تا اندازة بسیاری به الگوی کالیبراسیون واتسون و همکاران (Watson et al., 2006) وابسته هست که فرض می‏‌کند تبلور زیرکن در حضور روتیل و کوارتز و در فشار نزدیک به 10 کیلوبار رخ داده است. بیشترین خطا برای دمای تبلور هنگامی‌که فعالیت‌های TiO2 و SiO2 مشخص نباشد، نزدیک به °C70-60 در دمای °C 750 برآورد می‏‌شود (Ferry and Watson, 2007).

برای به‌دست‌آوردن دمای تبلور با دماسنج تیتانیم در زیرکن در نمونه‏‌های تک‌نار برنامه TZT (Titanium in Zircon Thermometry) به‌کار برده شد. این برنامه نرم‏‌افزاری در محیط ویندوز است که از Visual Basic 2012® بهره می‏‌گیرد (Dardier et al., 2021). نتایج محاسبة دما با TZT نشان می‏‌دهد دمای تبلور بلورهای زیرکن در گرانیتوییدهای نوع S (ºC 877-910) از گرانیتوییدهای نوع I (ºC 808-860) بیشتر بوده است (شکل 8).

 

 

 

شکل 8. نمودارهای دوتایی نشان‏‌دهندة تغییرات تمرکز برخی عنصرهای کمیاب بلورهای زیرکن در برابر دمای تبلور (به‌دست‌آمده با نرم‌افزار TZT) برای گرانیتوییدهای گوناگون منطقة تک‌نار.

Figure 8. Binary diagrams showing the variations in the concentration of some trace elements in zircon crystals against the crystallization temperature (calculated using the TZT software) for different types of granitoids in Taknar.

 

 

 

بررسی تغییر ترکیب عنصرهای کمیاب در برابر افزایش دمای تبلور بلورهای زیرکن، روندهای خطی و مشخصی را در هر یک از انواع گرانیتوییدهای منطقه تک‌نار نشان می‏‌دهد. همان‏‌گونه‌که در شکل 8 دیده می‌شود، میزان عنصرهایی مانند Nb، Hf، Th و U در بلورهای زیرکن با افزایش دمای تبلور در هر دو گروه گرانیتوییدهای I و S کاهش می‏‌یابد. روند تغییرات عنصرهای کمیاب با افزایش دمای تبلور در بلورهای زیرکن نشان‌دهندة تغییرات منظم در ترکیب مذاب همزمان با سردشدن سیستم است. این رفتار عنصرهای کمیاب با فرایندهای جدایش ماگمایی[6] مانند تبلوربخشی[7] همخوانی دارد (Bolhar et al., 2008). فرایند جدایش ماگمایی به‌عنوان بخشی از تحولات تکتونوماگمایی گرانیتوییدهای گوناگون در منطقة تک‌نار در بررسی‏‌های پیشین نیز اثبات شده است (Mazhari et al., 2020a).

در میان عنصرهای خاکی کمیاب در ترکیب بلورهای زیرکن، به دو عنصر Eu و Ce توجه ویژه‌ای شده است. برخلاف دیگر REE که سه‌ظرفیتی هستند، Ce و Eu می‏‌توانند به‏‌صورت Ce+4 و Eu+2 نیز در ماگماها دیده شوند (Burnham and Berry, 2012). به‌علت نزدیکی شعاع یونی و بار Ce+4 به Zr+4، این یون در بلور زیرکن نسبت به Ce+3 سازگارتر است و افزایش Ce در زیرکن را به‌دنبال دارد (معمولاً به شکل آنومالی مثبت در الگوی REE دیده می‏‌شود). در سوی دیگر، Eu2+ نسبت به Eu3+ سازگاری کمتری دارد و باعث آنومالی منفی Eu در الگوی REE زیرکن می‏‌شود. بررسی‏‌های تجربی نشان می‏‌دهند Ce/Ce* و Eu/Eu* در بلورهای زیرکن با افزایش فشاربخشی (فوگاسیتة) اکسیژن افزایش می‏‌یابد (Trial et al., 2012; Smythe and Brenan, 2016). در این پژوهش، برای به‌دست‌آوردن میزان آنومالی‏‌های یوروپیم و سریم از نسبت‌های (Eu/Eu*)D و (Ce/Ce*)D بهره گرفته شد (Trail et al., 2012). داده‌های به‌دست‌آمده روشن می‌کند شدت آنومالی یوروپیم در بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای نوع S از گرانیتوییدهای نوع I کمابیش بیشتر است؛ اما میزان آنومالی سریم در گرانیتوییدهای نوع I منطقه تک‌نار تا اندازه‌ای بیشتر است (شکل 9-A). برخلاف Eu که می‏‌تواند به ساختار فلدسپار وارد شود، سریم در ترکیب کانی‏‌های اصلی سنگ‏‌ساز وارد نمی‏‌شود. ازاین‌رو، (Ce/Ce*)D در بلورهای زیرکن شاخص بهتری برای بررسی وضعیت اکسیداسیون ماگماهای طبیعی به‌شمار می‌رود (Trial et al., 2012; Loader et al., 2022). فشاربخشی اکسیژن ماگما در بلورهای زیرکن بررسی‌شده با کمک (Ce/Ce*)D و بر پایة معادلة تریل و و همکاران (Trail et al., 2012) به‌دست‌آورده شد. نتایج نشان می‏‌دهند با اینکه مقدار fO2 در همة نمونه‏‌ها کم است، گرانیتوییدهای نوع I در مقایسه با نمونه‏‌های نوع S در فشاربخشی اکسیژن بالاتری پدید آمده‌اند. میانگین مقادیر ∆FMQ برای بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای نوع S برابربا 18.8- است؛ اما در بلورهای زیرکن در گرانیتوییدهای نوع به‌طور میانگین برابربا 16.3- هستند. وابستگی میان دما و فشاربخشی اکسیژن نشان می‏‌دهد همة نمونه‏‌ها در شرایط کمتر از FMQ پدید آمده‏‌اند (شکل 9-B). به‌دست‌آوردن دما و fO2 با به‌کارگیری ترکیب عنصرهای کمیاب بلورهای زیرکن در منطقه تک‌نار نشان می‌دهد دمای بالاتر و فشاربخشی اکسیژن در گرانیتوییدهای نوع S نسبت به نوع I کمتر بوده است (شکل 9-B).

 

 

 

شکل 9. A) شدت آنومالی Eu در برابر آنومالی Ce؛ B) تغییرات دما در برابر فوگاسیته اکسیژن در بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای منطقة تک‌نار (برگرفته از Qiu et al. (2013)) (MH: منحنی بافر مگنتیت- هماتیت؛ FMQ: منحنی بافر فایالیت- مگنتیت- کوارتز؛ IW: منحنی بافت آهن- ووستیت).

Figure 9. A) Eu Anomaly intensity versus Ce anomaly; B) variations in temperature versus oxygen fugacity in the zircon crystals of Taknar granitoids (from Qiu et al., 2013) (MH: Magnetite-Hematite buffer curve; FMQ: Fayalite-Magnetite-Quartz buffer curve; IW: Iron-Wüstite buffer curve).

 

 

برداشت

ویژگی‏‌های عنصرهای کمیاب زیرکن گرانیتوییدهای گوناگون پهنة تک‏‌نار در منطقة کبودان مانند ویژگی‌های ریخت‏‌شناسی، نسبت‏‌های بالای Th/U و (Sm/La)N و میزان کم عنصرهای خاکی کمیاب سبک نشان می‏‌دهند بلورهای زیرکن خاستگاه ماگمایی دارند. مقادیر به نسبت بالای U و U/Yb در بلورهای زیرکن گویای پیدایش آنها در محیط قاره‏‌ای است. هرچند دامنة تغییر برخی عنصرها مانند Sr، Nb و Ta در همة نمونه‏‌ها همانند است، ترکیب دیگر عنصرهای کمیاب در دانه‏‌های زیرکن گرانیتوییدهای نوع S تفاوت چشمگیری با نمونه‏‌های نوع I نشان می‏‌دهد. میزان عنصرهای Y، Th، U و REE در زیرکن‏‌های گرانیتوییدهای نوع I بیشتر است؛ اما بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای نوع I از عنصرهای Ti، P و Hf کمابیش غنی‏‌تر هستند. ضریب توزیع عنصرهای کمیاب در بلورهای زیرکن گرانیتوییدهای نوع I از نمونه‏‌های نوع S بیشتراست. دماسنجی به روش TZT نیز نشان از بیشتربودن دمای پیدایش بلورهای زیرکن در گرانیتوییدهای نوع S دارد. ترکیب عنصرهای REE در بلورهای زیرکن نشان می‏‌دهد فشاربخشی گرانیتوییدهای نوع I بیشتر از نوع S بوده است. روند تغییر ترکیب عنصرهای کمیاب زیرکن در برابر افزایش دمای تبلور نشان از تغییرات منظم و فرایندهای تحولی مانند جدایش ماگمایی در هنگام تبلور مذاب در گرانیتوییدهای گوناگون منطقه دارد.

سپاس‌گزاری

بخشی از هزینه‌های این پژوهش از محل پژوهانه مصوب دانشگاه پیام‌نور تأمین شده است. بدین‌وسیله از معاونت پژوهشی دانشگاه پیام‌نور صمیمانه سپاس‌گزاری می‌شود. در فرایند داوری و ارزیابی مقاله، شش داور گرامی نکته‌های باارزشی برای بهبود کیفیت مقاله پیشنهاد کردند که در اینجا از پیشنهاد‌های ارزنده آنها سپاس‌گزاری می‌شود.

 

[1] Academia Sinica

[2] oscillatory

[3] sector

[4] reflected light

[5] cathodoluminescence light

[6] magma fractionation

[7] fractional crystallization

References

Abdel-Rahman, A.M. (1994) Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline, and peraluminous magmas. Journal of Petrology, 35 (2), 525-541. doi: 10.1093/petrology/35.2.525
Bahajroy, M., Taki, S., Moazzen, M., and Ganji, A. (2022) Whole rock and mineral chemistry of intermediate intrusive rocks on the northern side of Shahroud River near Zardkooh in Guilan province (Iran). Petrological Journal, 51, 1-32 (in Persian). doi: 10.22108/IJP.2022.132420.1267
Belousova, E.A., Griffin, W.L., O’Reilly, S.Y., and Fisher, N.J. (2002) Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143, 602-622. doi: 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, 133-160. doi: 10.1007/s00410-007-0278-5
Broska, I., and Petrik, I. (2014) Accessory phases in genesis of igneous rocks. In S. Kumar and R.N. Singh, Eds., Modelling of magmatic and applied processes, p. 109-149. Springer International Publishing, Switzerland.
Burnham, A.D., and Berry, A.J. (2012) An experimental study of trace element partitioning between zircon and melt as a function of oxygen fugacity. Geochimica et Cosmochimica Acta, 95,196-212. doi: 10.1016/j.gca.2012.07.034
Chapman, J.B., Gehrels, G.E., Ducea, M.N., Giesler, N., and Pullen, A. (2016) A new method for estimating parent rock trace element concentrations from zircon. Chemical Geology 439: 59-70.
Cherniak, D.J., and Watson E.B. (2007) Ti diffusion in zircon. Chemical Geology, 242, 470-483. doi: 10.1016/j.chemgeo.2016.06.014
Coble, M.A., Vazquez, J.A., Barth, A.P., Wooden, J.L., Burns, D.H., Kylanderclark, A.R.C., Jackson, S.E., and Vennari, C.E. (2018) Trace element characterisation of MAD-559 zircon reference material for ion microprobe analysis. Geostandard and Geoanalytical Research, 42, 481-497. doi: 10.1111/ggr.12238
Dardier, A.M., Dessouky, O.K., and El-Bialy, M.Z. (2021) TZT: a windows program for calculating zircon crystallization temperature based on Ti-in-zircon thermometry. Earth Science Informatics, 14 (3), 1679- 1684. doi: 10.1007/s12145-021-00596-4
Deng, C., Sun, G., Sun, D., Hun, J., Yang, D., and Tang, Z. (2019) Morphology, trace elements, and geochronology of zircons from monzogranite in the Northeast Xing’an Block, northeastern China: constraints on the genesis of the host magma. Mineralogy and Petrology, 113, 651-666. doi: 10.1007/s00710-019-00669-9
Ferry, J.M., and Watson E.B. (2007) New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers. Contributions to Mineralogy and Petrology, 154, 429-437. doi: 10.1007/s00410-007-0201-0
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, 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, 1-26. doi: 10.1007/s00410-015-1199-3
Hanchar, J.M., and van Westrenan W. (2007) Rare earth element-behaviour in zircon-melt systems. Elements, 3, 37-42. doi: 10.2113/gselements.3.1.37
Harrison T.M., Blichert-Toft J., Mu¨ller W., Albarede F., Holden P., and Mojsis S.J. (2005) Heterogeneous Hadean hafnium: Evidence of continental crust at 4.4 to 4.5 Ga. Science, 310, 1947-1950. doi: 10.1126/science.1117926
Hoskin, P.W.O. (2005) Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69, 637-648. doi: 10.1016/j.gca.2004.07.006
Hoskin, P.W.O., and Black, L.P. (2000) Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon. Journal of Metamorphic Geology,18 (4), 423-439. doi: 10.1046/j.1525-1314.2000.00266.x
Hou, T., Zhang, Z.C., Keiding, J.K., and Veksler I.V. (2015) Petrogenesis of the ultrapotassicFanshan intrusion in the North China Craton: implications for lithospheric mantle metasomatism and the origin of apatite ores. Journal of Petrology, 5, 893-918. doi: 10.1093/petrology/egv021
Jacamon, F., and Larsen, R.B. (2009) Trace element evolution of quartz in the charnockitic Kleivan granite, SW-Norway: The Ge/Ti ratio of quartz as an index of igneous differentiation. Lithos, 107, 281-291. doi: 10.1016/j.lithos.2008.10.016
Jacob, D. (2006) High sensitivity analysis of trace element-poor geological reference glasses by laser ablation–inductively coupled plasma-mass spectrometry (LA-ICPMS). Geostandards and Geoanalytical Research, 30, 221-235. doi: 10.1111/j.1751-908X.2006.tb01064.x
Leterrier J., Maury R.C., Thonon P., Girard D., and Marchal M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of Paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters, 59, 139-154. doi: 10.1016/0012-821X(82)90122-4
Liang, Y., Deng J., Liu, X., Wang, Q., Qin C., Li, Y., Yang, Y. Zhou, M., and Jiang J. (2018) Major and trace element, and Sr isotope compositions of clinopyroxene phenocrysts in mafic dykes on Jiaodong Peninsula, southeastern North China Craton: Insights into magma mixing and source metasomatism. Lithos, 302-303, 480-495. doi: 10.1016/j.lithos.2018.01.031
Loader, M.A., Nathwani, C.L., Wilkinson, J.J., and Armstrong, R.N. (2022) Controls on the magnitude of Ce anomalies in zircon. Geochimica et Cosmochimica Acta, 328, 242-257. doi: 10.1016/j.gca.2022.03.024
Long, X., Sun, M., Yuan, C., Kroner, A., and Hu, A. (2012) Zircon REE patterns and geochemical characteristics of Paleoproterozoic anatectic granite in the northern Tarim Craton, NW China: Implications for the reconstruction of the Columbia supercontinent. Precambrian Research, 222- 223, 474-487. doi: 10.1016/j.precamres.2011.09.009
Mazhari, S.A. (2021) Investigation of the formation processes in the mafic enclaves of Naqadeh plutonic rocks assemblage by zircon U-Pb dating, Sr-Nd isotopic ratios, and amphibole composition. Petrological Journal, 47, 63-80 (in Persian). doi: 10.22108/IJP.2022.130213.1247
Mazhari, S.A., Ghalamghash, J., Kumar, Shellnut, G., S., and Bea, F. (2020b) Tectonomagmatic development of the Eocene Pasevh pluton (NW Iran): Implications for the Arabia-Eurasia collision. Journal of Asian Earth Sciences, 203, 104551. doi: 10.1016/j.jseaes.2020.104551
Mazhari, S.A., Klötzli U., and Safari, M. (2019) Petrological investigation of Late Cretaceous magmatism in Kaboodan area, NE Iran: Evidence for an active continental arc at Sabzevar zone. Lithos, 348-349, 105183. doi: 10.1016/j.lithos.2019.105183
Mazhari, S.A., Klötzli, U., and Safari, M. (2020a) U-Pb geochronology, Petrogenesis and tectonomagmatic evolution of uppermost Neoproterozoic- lower Cambrian intrusive rocks in Kaboodan area, NE of Iran. International Geology Review, 62, 1971-1987. doi: 10.1080/00206814.2019.1681029
Moghadam, H.S., Li, X.H., Santos, J.F., Stern, R.J., Griffin, W.L., Ghorbani, G., and Sarebani, N. (2017) Neoproterozoic magmatic flare-up along the N. margin of Gondwana: The Taknar complex, NE Iran, Earth and Planetary Science Letters, 474, 83-96. doi: 10.1016/j.epsl.2017.06.028
Moghadam, H.S., Li, X.H., Stern, R.J., Santos, J.F., Ghorbani, G., and Pourmohsen, M. (2016) Age and nature of 560–520 Ma calc-alkaline granitoids of Biarjmand, northeast Iran: insights into Cadomian arc magmatism in northern Gondwana. International Geology Review, 58, 1492-1509. doi: 10.1080/00206814.2016.1166461
Monazzami Bagherzadeh, R. Karimpour, M.H., Farmer, G.L., Stern, C.R., Santos, J.F., Rahimi, B., and Heidarian Shahri, M.R. (2015) U–Pb zircon geochronology, petrochemical and Sr–Nd isotopic characteristic of Late Neoproterozoic granitoid of the Bornaward Complex (Bardaskan-NE Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 111, 54-71. doi: 10.1016/j.jseaes.2015.05.019
Morrison, J.L., Kirkland, C.L., Fiorentini, M., Beresford, S.and Polito, P. (2022) An apatite to unravel petrogenic processes of the Nova-Bollinger Ni-Cu magmatic sulfide deposit, Western Australia. Precambrian Research, 369, 106524. doi: 10.1016/j.precamres.2021.106524
Nejadsoogh, S.M., Nasrabady, M., Nozaim, R., and Davoodi, Z. (2016) Thermobarometry and tectonic setting of Precambrian metamorphic basement of Central Iran in the Lakh Bargheshi area (southwest of Bardaskan, Khorasan Razavi). Petrological Journal, 26, 171-186 (in Persian). doi: 10.22108/ijp.2016.20848
Nemchin A.A., Whitehouse M.J., Pidgeon R.T., Meyer C. (2006) Oxygen isotope signature of 4.4-3.9 Ga zircons as a monitor of differentiation processes on the moon. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70, 1864-1872. doi: 10.1016/j.gca.2005.12.009
Paterson, B.A., Stephens, W.E., Rogers, G., Williams, I.S., Hinton, R.W., and Herd, D.A. (1992) The nature of zircon inheritance in two granite plutons. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 83, 459-471. doi: 10.1017/S0263593300008130
Pearce, N.J.G., Perkins, W.T., Westgate, J.A., Gorton, M.P., Jackson, S.E., Neal, C.R., and Chenery, S.P. (1997) A compilation of new and published major and trace element data for NIST SRM 610 and NIST SRM 612 glass reference materials. Geostandards Newsletter, 21, 115-144. doi: 10.1111/j.1751-908X.1997.tb00538.x
Pupin J.P. (1980) Zircon and granite petrology. Contributions to Mineralogy and Petrology, 73, 207-220. doi: 10.1007/BF00381441
Qiu, J.-T., Yu, X.-Q., Santosh, M., Zhang, D.-H., Chen, S.-Q., and Li, P.-J. (2013) Geochronology and magmatic oxygen fugacity of the Tongcun molybdenum deposit, northwest Zhejiang. SE China. Mineral Deposita 48, (5): 545-556. doi: 10.1007/s00126-013-0456-5
Safari, M., Shojaee Kaveh, N., and Ahmadi, R. (2015) 1:25000 geological map of Kaboodan, sheet No. 7560 I NE. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran
Schiller D., and Finger F. (2019) Application of Ti-in-zircon thermometry to granite studies: problems and possible solutions. Contributions to Mineralogy and Petrology 174, 51. doi: 10.1007/s00410-019-1585-3
Sinai, M.G., Mehrabi, B., Neubauer, F., Zhang, R., and CaO, S. (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
Smythe, D.J., and Brenan, J.M. (2016) Magmatic oxygen fugacity estimated using zircon-melt partitioning of cerium. Earth and Planetary Science Letter, 453, 260-266. doi: 10.1016/j.epsl.2016.08.013
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. In A.D. Saunders and M.J. Norry, Eds., Magmatism in the Ocean Basins, 42, p. 313-345. Geological Society of London Special Publications, London.
Szymanowski, D., Fehr, M.A., Guillong, M., Coble, M.A., Wotzlaw, J.-F., Nasdala, L., Ellis, B.S., Bachmann, O., and Schönbächler, M. (2018) Isotope-dilution anchoring of zircon reference materials for accurate Ti-in-zircon thermometry. Chemical Geology, 481, 146-154. doi: 10.1016/j.chemgeo.2018.02.001
Trail, D., Bruce, W.E., and Tailby, N.D. (2012) Ce and Eu anomalies in zircon as proxies for the oxidation state of magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 97, 70-87. doi: 10.1016/j.gca.2012.08.032
Van Achterbergh, E., Ryan, C.G., Jackson, S.E., and Griffin, W.L. (2001) Data reduction software for LA-ICP-MS: Appendix. In: Sylvester, P.J. (Ed.), Laser Ablation-ICP-Mass Spectrometry in the Earth Sciences: Principles and Applications, 29, pp. 239–243. Mineralogical Association of Canada (MAC) Short Course Series, Ottawa, Ontario, Canada.
Watson E.B., Wark D., and Thomas J. (2006) Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 151, 413-433. doi: 10.1007/s00410-006-0068-5
Xia, Q.X., Zheng, Y.F., and Hu, Z.C. (2010) Trace elements in zircon and coexisting minerals from low-T/UHP metagranite in the Dabie orogen: implications for action of supercritical fluid during continental subduction-zone metamorphism. Lithos, 114, 385-412. doi: 10.1016/j.lithos.2009.09.013
Zhong, S., Li, S., Seltmann, R., Lai, Z., and Zhou, J. (2021) The influence of fractionation of REE-enriched minerals on the zircon partition coefficients. Geoscience Frontiers, 12, 101094. doi: 10.1016/j.gsf.2020.10.002
Nabavi, M.H. (1976) Introduction to Geology of Iran, Geological Survey of Iran press (in Persian).
Corfu, F., Hanchar, J.M., Hoskin, P.W., and Kinny, P. (2003) Atlas of zircon textures. Rev. Mineral. Geochem. 53(1), 469–500. doi: 10.2113/0530469
Bea, F., and Montero, P. (1999) Behavior of accessory phases and redistribution of Zr, REE, Y, Th, and U during metamorphism and partial melting of metapelites in the lower crust: an example from the Kinzigite Formation of Ivrea-Verbano, NW Italy. Geochimica et Cosmochimica Acta, 7-8, 1133-1153. doi: 10.1016/S0016-7037(98)00292-0
Whitehouse, M.J., and Kamber, B.S. (2002) On the overabundance of light rare earth elements in terrestrial zircons and its implication for Earth’s earliest magmatic differentiation. Earth and Planetary Science Letters, 3-4, 333-346. doi: 10.1016/S0012-821X(02)01000-2
 

Files

History

  • Receive Date: 01 February 2023
  • Revise Date: 27 June 2023
  • Accept Date: 06 August 2023

Share

How to cite

Statistics