نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران
2 استاد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، ایران، گروه پژوهشی ماگمازایی و کانهزایی در ایران
3 استاد، دانشکده فیزیک و علوم زمین، دانشگاه فررارا، ایتالیا
4 دکترا، شرکت مهندسی مشاورهای کاواک آرای نوین معدن، گروه پژوهشی ماگمازایی و کانهزایی در ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
The Zagros orogeny occurred through four main geodynamic events of the Wilson cycle, leading to the formation of the Neotethys oceanic basin: (i) intracontinental rifting in the Carboniferous, (ii) oceanic basin development in the Permian–Triassic, (iii) subduction of oceanic lithosphere beneath the Central Iranian microcontinent from the Late Triassic to the Late Cretaceous, and (iv) collision of the Afro-Arabian plate with the Iranian (Eurasian) plate in the Oligocene–Miocene (Jafari et al., 2023). This orogeny formed three parallel structural zones from southwest to northeast: (1) the Zagros fold–thrust zone, (2) the Mesozoic Sanandaj–Sirjan metamorphic–magmatic zone, and (3) the Cenozoic Urumieh–Dokhtar magmatic belt (UDMB). The UDMB is a large linear subduction-related magmatic arc, approximately 2000 km long and 50–100 km wide, composed of tholeiitic, calc-alkaline, and high-K alkaline igneous rocks along the active margin of the Central Iranian plate (Jafari et al., 2023; Babazadeh et al., 2023).
The southeastern UDMB, known as the Kerman Copper Belt or Dehaj-Sarduiyeh belt, contains Eocene–Oligocene to Miocene calc-alkaline rocks formed by northeastward subduction of the Neotethys beneath Central Iran (Shafiei et al., 2009; Chiu et al., 2013; Babazadeh et al., 2023). The Jebal-e-Barez granitoid complex is the latest major Oligocene–Miocene intrusive event of the UDMB. Studies indicate that these rocks have calc-alkaline, metaluminous, I-type characteristics, typical of a subduction zone setting (Shafiei et al., 2009; Rasouli et al., 2016; Hosseini et al., 2017; Behpour et al., 2019; Moghadam et al., 2022; Babazadeh et al., 2023). Here, the Mardehak granitoids in the southeastern Jebal-e-Barez complex are investigated for the first time using field, petrographic, geochemical, and U-Pb dating methods.
Geology
The Mardehak intrusive bodies, part of the Jebal-e-Barez complex, include diorite, quartz diorite, monzonite, quartz monzonite, granodiorite, granite, and alkali granite, and they intrude Eocene volcanic and volcaniclastic-sedimentary rocks (Shafiei et al., 2009; Rasouli et al., 2016). Field evidence shows three main emplacement phases: (i) dioritic/quartz dioritic bodies emplaced into Eocene volcanic and pyroclastic-sedimentary rocks, (ii) quartz monzonitic and granodioritic bodies intruding the previous phase and host rocks, and (iii) granitic/alkali granitic bodies emplaced into the previous phases, indicating normal compositional zoning. Mafic microgranular enclaves (MMEs), characteristic of subduction-related calc-alkaline I-type granitoids (Didier and Barbarin, 1991), are common. These centimeter- to decimeter-scale enclaves have dioritic composition and rounded to angular shapes, with sharp contacts with the host rocks.
Research Methods
Approximately 100 hand specimens were collected from the study area. From these, thin sections, polished sections, and polished thin sections were prepared for petrographic and geochemical studies. Petrographic observations as well as major and trace element geochemistry (using XRF and ICP-MS) were carried out on 16 samples at the Zarazma Geochemistry Laboratory in Kerman, Iran. U-Pb geochronology was performed on six representative samples, including two quartz diorites, two granodiorites, one granite, and one alkali granite. Crushing, washing, and mineral separation were conducted at Shahrood University of Technology. Final zircon separation was carried out manually, and the separated zircons were mounted at the University of Pisa, Italy. Zircon U-Pb analysis was performed using a PerkinElmer NexION 2000 ICP-MS coupled with an ESI NWR-193 excimer laser at the University of Pisa.
Petrography
The studied samples include diorite, quartz diorite, quartz monzonite, granodiorite, granite, and alkali granite. The diorites exhibit granular, anhedral to subhedral, fine- to medium-grained textures, and occasionally show porphyritic, intergranular, granophyric, and trachytic textures. Plagioclase, hornblende, biotite, and clinopyroxene are the main constituent minerals in the diorites. The more differentiated parts (quartz diorite, monzodiorite, and quartz monzonite) contain higher amounts of quartz and orthoclase.
The granodiorites display granular, anhedral to subhedral, medium- to coarse-grained, poikilitic, and sometimes granophyric textures. Their mineralogy consists of quartz, plagioclase, and alkali feldspar. The granites and alkali granites represent the late-stage felsic phase and are composed of quartz, plagioclase, orthoclase, and biotite. They exhibit anhedral granular, graphic, granophyric, aplitic, perthitic, antiperthitic, and poikilitic textures.
Discussion
The Mardehak granitoids range from intermediate to acidic (diorite to alkali granite) and are metaluminous to subalkaline. Harker diagrams show negative trends for FeO, MgO, CaO, MnO, TiO₂, Al₂O₃, Cr, Ni, V, Sr, Y, and Yb, and positive trends for Na₂O, K₂O, La, Ce, Rb, and Ba, suggesting fractional crystallization. REE patterns show LREE enrichment relative to MREE and HREE, with a weak negative Eu anomaly, steep LREE and flat MREE-HREE segments. The rocks display high LILE enrichment (Sr, K, Rb, Ba) and HFSE depletion (Ta, Nb, Ti, Zr, Hf, Y).
Discrimination diagrams indicate I-type granites (CI group) formed by partial melting of the subducted Neotethys slab in the amphibolite facies. These rocks lack adakitic features and are normal arc granites. Fluids from slab dehydration metasomatized the mantle wedge, the source for these granitoids. Abundant MMEs, large plagioclase with resorption rims, and inherited Late Eocene–Early Oligocene zircons within the Late Oligocene phase provide evidence of magma mixing. Tectonic discrimination diagrams indicate syn- to post-collisional granites emplaced in an active continental margin.
Similar to other UDMB parts, these granitoids exemplify I-type magma genesis in an active continental margin, reflecting a transition from subduction to syn- to post-collisional regimes. U-Pb zircon geochronology reveals two phases. The first phase (Late Eocene–Early Oligocene, 35–29 Ma) is pre- to syn-collisional and reflects continued magmatic flare-up from partial melting of the subducting oceanic slab (amphibolitic source) and metasomatized mantle wedge. The second phase (Late Oligocene, 25–24 Ma) is post-collisional and accompanied crustal thickening. Both phases produced intermediate to felsic rocks with normal zoning, consistent with previous reports. According to Babazadeh et al. (2023) and Moghadam et al. (2022), magmatic activity in the southeastern UDMB results from a flare-up caused by slab retreat or break-off, asthenospheric upwelling, and decompression melting.
Conclusion
The geochemical characteristics of the Mardehak granitoids (calc-alkaline, metaluminous, LILE enrichment, and HFSE depletion) indicate that they are I-type (CI) granitoids formed within an active continental margin subduction zone under a syn- to post-collisional tectonic regime. Their parental magma originated from partial melting of an amphibolitic source and the overlying metasomatized mantle wedge. This melting was triggered by metamorphism and dehydration of the subducting oceanic slab during the Eocene–Oligocene subduction of the Neotethys beneath the Central Iranian microcontinent.
Acknowledgements
This research is part of the first author's PhD dissertation entitled "Petrogenesis and Mineralization Potential of the Granitoid Bodies of the Mardehak Area, East Jiroft, Kerman," carried out with the support of the Office of the Vice-Chancellor for Research of Shahrood University of Technology and in collaboration with Kavak Aray Novin Madan Company, Kerman. The authors are grateful for this support.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
کوهزاد زاگرس پیامد چهار رویداد زمینساختاری پیدرپی اصلی چرخه زمینساختی ویلسون برای پیدایش پهنة اقیانوسی نئوتتیس است که شامل (1) پیدایش کافت درون قارهای در کربونیفر؛ (2) گسترش پهنة اقیانوسی در پرمین-تریاس؛ (3) آغاز رخدادهای فرورانش تختة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارة ایران مرکزی از تریاس پسین (سیمرین پیشین) تا کرتاسة پسین (لارامین) که با بالازدگی افیولیتهای پهنة بیرونی زاگرس همراه بوده است و (4) برخورد ورقههای قارهای آفریقایی- عربی با ایران (اوراسیا) در الیگوسن- میوسن (Jafari et al., 2023 و منابع آن). این کوهزاد با ویژگیهای کامل پهنههای فرورانشی از سه پهنة موازی ساخته شده است که از جنوبباختری به شمالخاوری شامل:
1) پهنة چینخورده-راندة زاگرس؛
2) پهنة دگرگونی-ماگمایی مزوزوییک سنندج- سیرجان؛
3) پهنة ماگمایی سنوزوییک ارومیه- دختر (UDMB [1]) است.
پهنة ماگمایی سنوزوییک ارومیه- دختر، یک کمان ماگمایی خطی بزرگ مرتبط با فرورانش به درازای نزدیک به 2000 و پهنای 50 تا 100 کیلومتر است که از ماگماهای با سرشت غالب کالکآلکالن بههمراه مقادیر کمتری از سریهای تولهایتی و آلکالن غنی از پتاسیم و سنگهای آتشفشانی و آذرین درونی در راستای حاشیة فعال ورقة قارهای ایران مرکزی ساخته شده است (Jafari et al., 2023; Babazadeh et al., 2023 و منابع آن).
رویدادهای ماگمایی در کمان ماگمایی ارومیه-دختر با فعالیت اندک از کرتاسة پسین آغاز شد؛ اما در ائوسن به اوج رسید و تا پلییستوسن ادامه یافت. سنگهای ماگمایی ائوسن بیشتر شامل انواع بازیک (بازالت، آندزیتبازالتی) – حد واسط (آندزیت، تراکیآندزیت)-اسیدی (داسیت، ریوداسیت، ریولیت) و آذرآواریهای وابسته با سرشت غالب کالکآلکالن هستند که با تودههای آذرین درونی همماگما و همسرشت ائوسن بالایی (گابرو، دیوریت، گرانودیوریت، گرانیت) همراهی شدهاند (Chiu et al., 2013; Jafari et al., 2023; Moghadam et al., 2022; Babazadeh et al., 2023). بیشتر واحدهای آذرین الیگوسن-میوسن از نوع آذرین درونی و البته با مقدار کمی سنگهای آذرین بیرونی همراهی شدهاند. رخداد ماگمایی پایانی پلیوسن-پلییستوسن نیز بیشتر شامل بیرونیهای بازالتی است. بخش جنوبخاوری UDMB، که به پهنة مس کرمان یا پهنة ماگمایی دهج- ساردویه شناخته میشود دارد، نیز با توالیهای آذرین بیرونی و درونی ائوسن-الیگوسن تا میوسن شناخته میشوند که با ویژگیهای کالکآلکالن، یادآور سنگهای درونی پدیدآمده در حاشیة همگرای فعال قارهای هستند و از فرورانش سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس رو به شمالخاوری به زیر ورقة ایران مرکزی پدید آمدهاند (Shafiei et al., 2009; Chiu et al., 2013; Moghadam et al., 2022; Babazadeh et al., 2023).
مجموعة گرانیتوییدی جبال بارز واپسین رخداد آذرین درونی بزرگ الیگوسن-میوسن در بخش جنوبخاوری کمان ماگمایی ارومیه- دختر دانسته شده است (Moghadam et al., 2022; Babazadeh et al., 2023). بررسیهای بیشمار روی ماگماتیسم گرانیتوییدی جبال بارز گویای ویژگیهای کالکآلکالن، متاآلومین نوع I در یک سامانة کمان فرورانشی مرتبط با پهنة کوهزاد برخوردی آلپ-هیمالیاست (Shafiei et al., 2009; Rasouli et al, 2016; Hosseini et al., 2017; Behpour et al., 2019; Moghadam et al., 2022; Babazadeh et al., 2023 و منابع آن).
در این پژوهش تودههای گرانیتوییدی منطقة مردهک در بخش جنوبخاوری مجموعة جبال بارز برای نخستینبار بررسی دقیق صحرایی، سنگنگاری، زمینشیمیایی و سنسنجی به روش U-Pb شده است. در این بررسی، از بررسیهای دقیق صحرایی برای شناخت نوع و گسترش توالیهای سنگی و تعیین توالی تزریق فازهای ماگمایی و از دادههای زمینشیمیایی برای پیبردن به روابط زایشی مجموعههای سنگی و شناخت محیط زمینساختی پیدایش آنها (سنگزایی) و برای نخستینبار، از دادههای سنسنجی دقیق به روش U-Pb روی بلورهای زیرکن برای اثبات توالی تزریق فازهای آذرین درونی بهره گرفته شده است.
زمینشناسی منطقه
تودههای آذرین درونی منطقة مردهک که بخشی از مجموعة گرانیتوییدی جبال بارز (شکل 1) بهشمار میروند، شامل دیوریت، کوارتزدیوریت، مونزونیت، کوارتزمونزونیت، گرانودیوریت، گرانیت و آلکالیگرانیت هستند که در سنگهای آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن نفوذ کردهاند (Shafiei et al., 2009; Rasouli et al., 2016). این تودهها در بخش شمال خاوری جبال بارز در جنوبخاوری جیرفت (جنوب کرمان) جای گرفتهاند و از دیدگاه ریختشناسی روند شمال باختری-جنوبخاوری دارند.
شکل 1. نقشة زمینشناسی منطقة مردهک که با کمک تصویرهای ماهوارهای لندست 8 و برداشتهای صحرایی این پژوهش و بهرهگیری از اطلاعات نقشههای زمینشناسی 100000/1 جبالبارز (Valeh, 1972)، 100000/1 حنا (Valeh, 1972) و 100000/1 سبزواران (Grabeljsek et al., 1976) تهیه شده است.
Figure 1. Geological map of the Mardehak area, compiled using Landsat 8 satellite images, field observations of this study, and information extrapolated from the 1:100,000 geological maps of Jebal-e-Barz (Valeh, 1972), Hana (Valeh, 1972), and Sabzevaran (Grabeljsek et al., 1976).
رخنمونهای اصلی سنگها در این منطقه شامل سنگهای رسوبی (کنگلومرا، شیل، ماسهسنگ، سنگآهک)، آتشفشانی (بازالت، آندزیت، داسیت، ریولیت) و آذرآواریهای مرتبط (آگلومرا، برش و انواع توف) به سن ائوسن هستند که تودههای آذرین درونی (گرانیتوییدهای) به سن ائوسن پسین- الیگوسن درون آنها نفوذ کردهاند (شکل 2- A).
شکل 2. تصاویر صحرایی از سنگهای گرانیتوییدی منطقة مردهک، جنوبخاوری جیرفت در جبال بارز. A) نمایی از تزریق گرانیتوییدها در واحدهای آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن؛ B) نمایی کلی از منطقهبندی عادی گرانیتوییدها شامل دیوریت، گرانودیوریت و گرانیت از حاشیه به مرکز؛ C) تزریق واحد گرانیتی فاز تأخیری درون میزبان دیوریتی؛ D) تزریق دایک آپلیتی در بخش گرانیتی؛ E) تزریق دایکهای دیابازی که آخرین فاز تزریقی درون گرانیتها هستند؛ F) نمایی نزدیک از انکلاوهای دیوریتی درون سنگهای گرانیتی با حاشیههای منحنی تا تیز و زاویهدار که نشانة اختلاط و آمیختگی ماگمایی هستند (نامهای اختصاری: Ev: آتشفشانیهای ائوسن؛ Gr: گرانیت؛ Gd: گرانودیوریت؛ D: دیوریت).
Figure 2. Field photographs of granitoid rocks from the Mardehak area, SE Jiroft, Jebal-e-Barez: A) Exposure of granitoid intrusions into the Eocene volcanic and volcano-sedimentary sequences; B) Far view of the normal zoning within the granitoid body, encompassing diorite, granodiorite, and granite from margin to core; C) Emplacement of a late-stage granitic phase within the dioritic host; D) Intrusion of aplite dike within the granitic part; E) Injection of diabasic dikes representing the final magmatic phase into the granites; F) Closed view of dioritic enclaves enclosed in granitic matrix, characterized by curve to angular contacts, diagnostic of magma mixing/mingling (Abbreviations: Ev: Eocene Volcanics; Gr: Granite; Gd: Granodiorite; Di: Diorite).
شواهد صحرایی شامل بررسی دقیق روابط نفوذ تودهها در سطوح همبری، حضور انکلاوها و رخداد دگرسانیها و آثار گرمایی روی سنگها گویای آنست که این تودههای گرانیتوییدی دستکم در سه فاز اصلی پیدرپی جایگیری کردهاند که شامل:
1) تزریق تودههای دیوریتی/کوارتزدیوریتی درون سنگهای آتشفشانی و آذرآواری ائوسن؛
2) تزریق تودههای کوارتزمونزونیتی و گرانودیوریتی درون فاز پیشین و سنگ میزبان آتشفشانی و آذرآواری ائوسن؛
3) تزریق تودههای گرانیتی/آلکالیگرانیتی درون فازهای پیشین.
این ترتیب توالی نفوذ گویای منطقهبندی ترکیبی عادی در تودههای آذرین درونی منطقه است (شکل 2-B). این الگوی عادی شامل تزریق واحد حد واسط بههمراه ترمهای جدایشیافتهتر در حاشیهها (دیوریت، کوارتزدیوریت، کوارتز مونزونیت) (شکل 2-C)، تزریق واحد اسیدی گرانودیوریتی در میانه و سرانجام تزریق واحد روشن گرانیتی/آلکالیگرانیتی بههمراه رگههای پگماتیتی/آپلیت جدایشیافته در مرکز است (شکل 2-D). آخرین فاز ماگمایی در منطقه نیز شامل تزریق دایکهای مافیک دیابازی است که همة واحدهای قدیمیتر را قطع کردهاند (شکل 2-E).
انکلاوهای میکروگرانولار/میکروگرانیتوییدی مافیک (MMEs[2]) که از ویژگیهای بارز گرانیتوییدهای کالکآلکالن نوع I مناطق فرورانشی هستند (Didier and Barbarin, 1991) در بیشتر بخشهای گرانودیوریتی/گرانیتی گرانیتوییدهای جبال بارز به فراوانی دیده میشوند (شکل 2-F). این انکلاوها در اندازههای سانتیمتری تا دسیمتری و با ترکیب دیوریت/کوارتزدیوریت هستند. آنها به شکلهای گرد، بیضوی، زاویهدار و با سطح همبریهای تیز و ناگهانی با سنگ میزبان دیده میشوند.
روش انجام پژوهش
برای بررسی دقیق سنگنگاری، زمینشیمیایی و سنسنجی واحدهای سنگی منطقه، نزدیک به 100 نمونه دستی از سنگهای آذرین درونی و بیرونی برداشت شدند. پس از تهیة مقاطع نازک، صیقلی و نازک-صیقلی و انجام بررسیهای سنگنگاری، 16 نمونه با کمترین دگرسانی برای تجزیة زمینشیمیایی سنگ کل برگزیده شدند. غلظت عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای کمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه زمینشیمی شرکت زرآزما در کرمان (جزییات بیشتر دربارة روش تجزیه در https://zarazma.com) بهدست آورده شد (جدول 1) همچنین، شمار 6 نمونه به عنوان نماینده از بخشهای گوناگون مجموعة گرانیتوییدی جبال بارز (شامل دو نمونه کوارتزدیوریت، دو نمونه گرانودیوریت، یک نمونه گرانیت و یک نمونه آلکالیگرانیت) برای سنسنجی به روش U-Pb برگزیده شدند. این نمونهها با روشهای استاندارد خردکردن در دستگاههای مخصوص خردایش، آمادهسازی شدند و فرایند جدایش دانههای زیرکن آنها در مرکز فرآوری مواد معدنی ایران به روش مغناطیسی و سپس با استفاده از مایعات سنگین تا حد ایجاد بخش غنی از زیرکن انجام شد. سرانجام زیرکنهایِ این بخش تغلیظ شده به روش دستی-چشمی در زیر میکروسکوپ بیناکولار در گروه علوم زمین دانشگاه پیزا در کشور ایتالیا برگزیده و روی لامهای مخصوص بازنشانی شد. همة فرایندهای آمادهسازی و تجزیه در آزمایشگاه زمینسنسنجی این دانشگاه با کمک دستگاه PerkinElmer NexION 2000 ICP-MS جفتشده با لیزر اگزایمر ESI NWR-193 Ar-F 193 نانومتری UP-193FX ArF 193 انجام شده است. تصویرهای کاتودولومینسانس (CL) از برخی زیرکنهای جداشده از هر نمونه تهیه شد. نقاط تجزیه و دادههای سنسنجی U-Pb برای هر نقطه در جدول 2 آورده شدهاند.
جدول 1. درصد اکسید عنصرهای اصلی بهدست آمده از روش XRF (بر پایة درصدوزنی) برای نمونههای گرانیتوییدی منطقة مردهک، جبال بارز.
Table 1. Major-elements’ oxide compositions (in wt.%) determined by XRF analysis from the Mardehak granitoid, Jebal-e-Barez.
|
Sample |
JBZ-04 |
JBZ-09 |
JBZ-10 |
JBZ-15 |
JBZ-17 |
JBZ-21 |
JBZ-28 |
JBZ-29 |
|
Rock Type |
Gd |
QMz |
A-gr |
Gr |
Qd |
QMz |
Gd |
A-gr |
|
SiO2 |
63.41 |
55.26 |
76.31 |
76.26 |
56.89 |
54.45 |
63.50 |
69.72 |
|
TiO2 |
0.29 |
0.42 |
0.06 |
0.05 |
0.28 |
0.46 |
0.34 |
0.23 |
|
Al2O3 |
15.34 |
17.66 |
12.60 |
12.50 |
17.56 |
16.70 |
16.38 |
14.53 |
|
FeOT |
4.73 |
8.89 |
1.29 |
1.29 |
9.46 |
9.40 |
5.71 |
3.33 |
|
Fe2O3 |
0.71 |
1.33 |
0.19 |
0.19 |
1.42 |
1.41 |
0.86 |
0.50 |
|
FeO |
3.62 |
6.80 |
0.99 |
0.99 |
7.24 |
7.19 |
4.37 |
2.55 |
|
MnO |
0.10 |
0.18 |
0.01 |
0.01 |
0.29 |
0.22 |
0.15 |
0.09 |
|
MgO |
1.88 |
3.51 |
0.16 |
0.05 |
1.68 |
4.34 |
1.85 |
0.94 |
|
CaO |
3.92 |
7.40 |
0.85 |
1.23 |
5.00 |
8.69 |
4.70 |
2.84 |
|
Na2O |
3.21 |
3.04 |
3.67 |
2.35 |
3.50 |
2.69 |
3.41 |
3.19 |
|
K2O |
2.68 |
1.92 |
4.32 |
5.11 |
4.15 |
1.68 |
2.71 |
3.97 |
|
P2O5 |
0.28 |
0.28 |
0.05 |
0.20 |
0.25 |
0.21 |
0.33 |
0.24 |
|
LOI |
4.13 |
1.41 |
0.65 |
0.90 |
0.90 |
1.13 |
0.86 |
0.87 |
|
Zn |
69 |
71 |
23 |
89 |
85 |
103 |
101 |
63 |
|
Cu |
103 |
14 |
5 |
85 |
40 |
10 |
10 |
21 |
|
Sc |
7.7 |
20.7 |
1.6 |
0.6 |
8.9 |
31.9 |
12.4 |
7.2 |
|
Ga |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Ni |
14 |
9 |
2 |
3 |
3 |
12 |
7 |
7 |
|
Co |
5.2 |
24.6 |
2 |
2.3 |
7.9 |
25.7 |
12.9 |
6.2 |
|
Cr |
22 |
11 |
2 |
2 |
7 |
29 |
11 |
5 |
|
V |
91 |
187 |
5 |
9 |
80 |
278 |
84 |
43 |
|
Ba |
322 |
302 |
460 |
367 |
455 |
345 |
467 |
506 |
|
Pb |
5 |
7 |
18 |
14 |
5 |
4 |
23 |
18 |
|
Rb |
132 |
59 |
161 |
88 |
77 |
45 |
88 |
158 |
|
Sr |
338.9 |
467 |
84 |
156.3 |
351.4 |
349.8 |
346.9 |
219.6 |
|
Y |
11 |
15.5 |
9.5 |
4.4 |
17.8 |
18.8 |
20.5 |
23.8 |
|
Zr |
6 |
18 |
9 |
7 |
9 |
39 |
8 |
10 |
|
Nb |
5.8 |
5.1 |
6.8 |
2.5 |
5.9 |
4.9 |
9.7 |
7.4 |
|
La |
7 |
12 |
21 |
23 |
16 |
12 |
23 |
22 |
|
Ce |
12 |
18 |
33 |
34 |
27 |
21 |
39 |
44 |
|
Pr |
1.79 |
2.61 |
3.32 |
3.44 |
3.5 |
2.82 |
4.4 |
4.69 |
|
Nd |
8.6 |
10.8 |
11.7 |
10.2 |
14 |
12 |
16.7 |
17.6 |
|
Sm |
1.7 |
2.2 |
1.9 |
1.4 |
2.9 |
3 |
3.6 |
3.8 |
|
Eu |
0.59 |
0.69 |
0.2 |
0.31 |
1.06 |
0.75 |
0.89 |
0.67 |
|
Gd |
2.44 |
2.95 |
2.53 |
2.09 |
2.9 |
3.23 |
3.61 |
3.65 |
|
Tb |
0.3 |
0.4 |
0.2 |
0.1 |
0.4 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
|
Dy |
2.5 |
3.3 |
2.2 |
1.7 |
3.2 |
3.7 |
3.9 |
4.1 |
|
Ho |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Er |
1.5 |
2.2 |
1.6 |
0.7 |
2.4 |
2.9 |
2.5 |
3 |
|
Tm |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
|
Yb |
1.11 |
2.12 |
0.74 |
0.35 |
2.27 |
2.76 |
2.08 |
2.03 |
|
Lu |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
|
Hf |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
|
Ta |
0.6 |
0.5 |
0.6 |
0.6 |
0.7 |
0.5 |
0.7 |
0.4 |
|
Th |
6.6 |
2.6 |
9 |
12.2 |
7.2 |
2.6 |
7.4 |
10.5 |
|
U |
0.9 |
0.3 |
1.2 |
2.5 |
0.8 |
0.3 |
0.8 |
1.5 |
|
Ti |
1738.55 |
2517.9 |
0.2 |
299.75 |
1678.6 |
2757.7 |
2038.3 |
0.4 |
|
K |
22249.36 |
15939.84 |
35864.64 |
42423.22 |
34453.3 |
13947.36 |
22498.42 |
32958.94 |
|
P |
594 |
742 |
41 |
78 |
630 |
573 |
735 |
442 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample |
JBZ-33 |
JBZ-34 |
JBZ-41 |
JBZ-47 |
JBZ-51 |
JBZ-54 |
JBZ-61 |
JBZ-63 |
|
Rock Type |
Di |
A-gr |
Gd |
Gd |
Gr |
A-gr |
Di |
Di |
|
SiO2 |
54.53 |
75.11 |
65.19 |
65.40 |
76.40 |
70.64 |
57.26 |
52.92 |
|
TiO2 |
0.49 |
0.07 |
0.42 |
0.29 |
0.07 |
0.17 |
0.40 |
0.44 |
|
Al2O3 |
17.96 |
13.31 |
14.99 |
15.99 |
12.48 |
14.73 |
15.95 |
17.25 |
|
FeOT |
9.13 |
1.69 |
5.86 |
5.20 |
1.81 |
3.60 |
8.41 |
9.54 |
|
Fe2O3 |
1.37 |
0.25 |
0.80 |
0.78 |
0.27 |
0.54 |
1.26 |
1.43 |
|
FeO |
6.98 |
1.29 |
4.48 |
3.98 |
1.38 |
2.75 |
6.43 |
7.30 |
|
MnO |
0.22 |
0.02 |
0.12 |
0.13 |
0.04 |
0.10 |
0.27 |
0.32 |
|
MgO |
4.54 |
0.18 |
1.15 |
1.69 |
0.25 |
0.83 |
4.50 |
5.70 |
|
CaO |
8.67 |
1.34 |
3.26 |
4.87 |
1.39 |
2.60 |
8.34 |
9.71 |
|
Na2O |
2.21 |
3.61 |
3.88 |
3.55 |
3.39 |
3.78 |
2.28 |
1.76 |
|
K2O |
1.25 |
4.15 |
3.83 |
2.05 |
3.62 |
2.43 |
0.94 |
0.17 |
|
P2O5 |
0.27 |
0.07 |
0.37 |
0.33 |
0.21 |
0.26 |
0.25 |
0.28 |
|
LOI |
0.71 |
0.42 |
0.88 |
0.47 |
0.28 |
0.82 |
1.38 |
1.89 |
|
Zn |
121 |
21 |
86 |
95 |
22 |
51 |
165 |
188 |
|
Cu |
37 |
22 |
52 |
25 |
7 |
5 |
3 |
91 |
|
Sc |
23.6 |
2 |
14.8 |
11.7 |
2.5 |
6.6 |
28.8 |
28.5 |
|
Ga |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Ni |
23 |
4 |
4 |
5 |
2 |
3 |
13 |
24 |
|
Co |
27.9 |
2 |
9.2 |
10.4 |
2 |
4.8 |
24 |
30.6 |
|
Cr |
38 |
4 |
5 |
7 |
2 |
2 |
38 |
36 |
|
V |
205 |
7 |
56 |
90 |
9 |
32 |
262 |
242 |
|
Ba |
217 |
397 |
501 |
312 |
800 |
866 |
239 |
108 |
|
Pb |
8 |
23 |
17 |
10 |
14 |
7 |
9 |
4 |
|
Rb |
50 |
130 |
130 |
62 |
85 |
84 |
23 |
5 |
|
Sr |
411.3 |
120.6 |
200.7 |
322.8 |
138.7 |
186.3 |
339.7 |
355.4 |
|
Y |
18.1 |
15.9 |
45.5 |
19.1 |
12.3 |
14.5 |
17.2 |
17.1 |
|
Zr |
35 |
6 |
10 |
7 |
6 |
5 |
53 |
50 |
|
Nb |
5.3 |
9.6 |
11.7 |
5.4 |
7.9 |
12.9 |
6.1 |
5.4 |
|
La |
11 |
16 |
29 |
15 |
31 |
16 |
16 |
13 |
|
Ce |
23 |
27 |
60 |
25 |
55 |
27 |
32 |
22 |
|
Pr |
3.04 |
3.03 |
7.41 |
3.3 |
5.26 |
3.13 |
3.6 |
3.36 |
|
Nd |
13.1 |
10.4 |
30.6 |
14 |
18.4 |
13.2 |
14.5 |
14 |
|
Sm |
3 |
2.5 |
6.7 |
2.9 |
3.4 |
3 |
3.3 |
3.1 |
|
Eu |
0.82 |
0.32 |
1.3 |
0.72 |
0.52 |
0.54 |
0.66 |
0.73 |
|
Gd |
3.35 |
2.76 |
5.87 |
3.15 |
3.04 |
2.74 |
3.31 |
3.26 |
|
Tb |
0.5 |
0.4 |
1.1 |
0.5 |
0.3 |
0.4 |
0.5 |
0.5 |
|
Dy |
3.9 |
3.3 |
7.3 |
3.5 |
2.8 |
3.3 |
3.6 |
3.6 |
|
Ho |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Er |
2.6 |
2 |
5.6 |
2.3 |
1.5 |
1.8 |
2.3 |
2.2 |
|
Tm |
0.3 |
0.3 |
0.6 |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
|
Yb |
2.42 |
1.32 |
4.16 |
2.1 |
0.88 |
1.31 |
2.41 |
2.34 |
|
Lu |
0.2 |
0.3 |
0.6 |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
|
Hf |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
1 |
0.6 |
|
Ta |
0.5 |
1.4 |
0.8 |
0.5 |
0.7 |
1 |
0.6 |
0.6 |
|
Th |
2.3 |
7.8 |
9.7 |
5.3 |
9.9 |
6.3 |
4.2 |
3.3 |
|
U |
0.2 |
1.2 |
1.7 |
0.8 |
1 |
0.8 |
0.5 |
0.5 |
|
Ti |
2937.55 |
0.4 |
2517.9 |
1738.55 |
419.65 |
1019.15 |
2398 |
2637.8 |
|
K |
10377.5 |
34453.3 |
31796.66 |
17019.1 |
30053.24 |
20173.86 |
7803.88 |
1411.34 |
|
P |
653 |
94 |
1171 |
580 |
129 |
449 |
398 |
562 |
جدول 2. گزیدهای از دادههای سنسنجی U-Pb زیرکنهای جداشده از نمونههای گرانیتوییدی منطقة مردهک، جبال بارز.
Table 2. Representative U-Pb dating results of zircon grains separated from the Mardehak granitoid, Jabal-e Barez.
|
Spot |
U (ppm) |
Th (ppm) |
Th/U |
207Pb*/235U |
±(%) |
207Pb*/206Pb |
±(%) |
206Pb*/238U |
±(%) |
206Pb/238U (Ma; ±1) |
|
Jbz65-1_1 |
304.18 |
451.74 |
1.49 |
0.0210 |
0.0084 |
0.0370 |
0.02 |
0.0039 |
0.0003 |
24.81 |
|
Jbz65-1_2 |
313.69 |
315.85 |
1.01 |
0.0156 |
0.0093 |
0.0318 |
0.02 |
0.0038 |
0.0003 |
24.49 |
|
Jbz65-2_1 |
332.90 |
465.80 |
1.40 |
0.0153 |
0.0105 |
0.0336 |
0.02 |
0.0036 |
0.0003 |
23.12 |
|
Jbz65_2_2 |
375.87 |
446.92 |
1.19 |
0.0141 |
0.0068 |
0.0332 |
0.01 |
0.0036 |
0.0002 |
22.90 |
|
Jbz65-3 |
220.71 |
264.34 |
1.20 |
0.0181 |
0.0092 |
0.0273 |
0.02 |
0.0034 |
0.0003 |
21.73 |
|
Jbz65-4 |
149.13 |
103.31 |
0.69 |
0.0312 |
0.0162 |
0.0504 |
0.03 |
0.0039 |
0.0004 |
25.19 |
|
Jbz38-1 |
199.06 |
145.86 |
0.73 |
0.0285 |
0.0140 |
0.0441 |
0.02 |
0.0050 |
0.0004 |
32.29 |
|
Jbz38-3 |
1137.70 |
982.76 |
0.86 |
0.0350 |
0.0062 |
0.0538 |
0.01 |
0.0050 |
0.0003 |
32.22 |
|
Jbz38-4 |
1719.64 |
1629.90 |
0.95 |
0.0324 |
0.0042 |
0.0472 |
0.01 |
0.0049 |
0.0002 |
31.67 |
|
Jbz38-5_1 |
1302.07 |
1167.28 |
0.90 |
0.0430 |
0.0060 |
0.0699 |
0.01 |
0.0049 |
0.0001 |
31.27 |
|
Jbz38-5_2 |
1725.78 |
1415.44 |
0.82 |
0.0279 |
0.0042 |
0.0444 |
0.01 |
0.0048 |
0.0001 |
31.14 |
|
Jbz38-7 |
1409.03 |
1591.58 |
1.13 |
0.0317 |
0.0044 |
0.0436 |
0.01 |
0.0050 |
0.0001 |
32.13 |
|
Jbz69-1 |
144.58 |
90.49 |
0.63 |
0.0566 |
0.0267 |
0.0703 |
0.05 |
0.0049 |
0.0005 |
31.63 |
|
Jbz69-2 |
120.11 |
84.25 |
0.70 |
-0.0359 |
0.0234 |
-0.0548 |
0.06 |
0.0035 |
0.0005 |
22.59 |
|
Jbz69-3 |
421.65 |
452.59 |
1.07 |
0.0134 |
0.0119 |
0.0211 |
0.02 |
0.0054 |
0.0003 |
34.93 |
|
Jbz69-6 |
200.61 |
185.89 |
0.93 |
0.0204 |
0.0154 |
0.0309 |
0.03 |
0.0045 |
0.0004 |
29.16 |
|
Jbz69-9 |
377.62 |
530.00 |
1.40 |
0.0144 |
0.0151 |
0.0329 |
0.02 |
0.0045 |
0.0004 |
29.11 |
|
Jbz69-8 |
179.69 |
195.65 |
1.09 |
0.0264 |
0.0212 |
0.0350 |
0.04 |
0.0041 |
0.0003 |
26.40 |
|
Jbz46-8 |
647.01 |
97.24 |
0.60 |
0.0517 |
0.0233 |
0.1093 |
0.06 |
0.0036 |
0.0005 |
23.40 |
|
Jbz46-7 |
327.89 |
492.07 |
0.76 |
0.0582 |
0.0118 |
0.0832 |
0.02 |
0.0051 |
0.0003 |
32.79 |
|
Jbz46-6 |
216.63 |
213.65 |
0.65 |
0.0328 |
0.0127 |
0.0872 |
0.04 |
0.0029 |
0.0004 |
18.52 |
|
Jbz46-4 |
362.68 |
124.18 |
0.57 |
0.0481 |
0.0203 |
0.1063 |
0.07 |
0.0041 |
0.0004 |
26.22 |
|
Jbz46-5 |
199.00 |
384.52 |
1.06 |
0.0240 |
0.0111 |
0.0592 |
0.03 |
0.0035 |
0.0003 |
22.74 |
|
Jbz46-2 |
162.52 |
140.21 |
0.70 |
0.0364 |
0.0222 |
0.1011 |
0.06 |
0.0032 |
0.0004 |
20.70 |
|
Jbz42-1 |
308.03 |
316.74 |
1.03 |
0.0386 |
0.0195 |
0.0547 |
0.03 |
0.0054 |
0.0004 |
35.02 |
|
Jbz42-2 |
322.72 |
371.13 |
1.15 |
0.0202 |
0.0093 |
0.0309 |
0.01 |
0.0056 |
0.0003 |
35.94 |
|
Jbz42-3_1 |
262.02 |
299.46 |
1.14 |
0.0267 |
0.0146 |
0.0300 |
0.02 |
0.0053 |
0.0003 |
33.80 |
|
Jbz42-3_2 |
127.45 |
97.54 |
0.77 |
0.0392 |
0.0270 |
0.0462 |
0.04 |
0.0062 |
0.0007 |
39.84 |
|
Jbz42-4 |
251.38 |
312.38 |
1.24 |
0.0204 |
0.0126 |
0.0217 |
0.02 |
0.0052 |
0.0003 |
33.38 |
|
Jbz42-5 |
191.70 |
194.21 |
1.01 |
0.0278 |
0.0149 |
0.0346 |
0.02 |
0.0055 |
0.0004 |
35.66 |
|
Jbz60-4_1 |
572.39 |
594.41 |
1.04 |
0.0198 |
0.0065 |
0.0405 |
0.01 |
0.0037 |
0.0002 |
23.69 |
|
Jbz60-4_2 |
560.09 |
329.83 |
0.59 |
0.0094 |
0.0060 |
0.0198 |
0.01 |
0.0039 |
0.0002 |
25.15 |
|
Jbz60-5_1 |
380.85 |
218.51 |
0.57 |
0.0127 |
0.0101 |
0.0260 |
0.02 |
0.0038 |
0.0006 |
24.90 |
|
Jbz60-5_2 |
369.37 |
236.39 |
0.64 |
0.0387 |
0.0127 |
0.0695 |
0.02 |
0.0040 |
0.0003 |
25.45 |
|
Jbz60-6 |
251.31 |
248.22 |
0.99 |
0.0796 |
0.0205 |
0.1428 |
0.04 |
0.0043 |
0.0004 |
27.71 |
|
Jbz60-7_1 |
288.44 |
222.14 |
0.77 |
0.0313 |
0.0109 |
0.0621 |
0.03 |
0.0034 |
0.0003 |
21.91 |
سنگنگاری
نمونههای برداشتشده از مجموعة گرانیتوییدی جبال بارز طیف ترکیبی گستردهای از دیوریت، کوارتز دیوریت/کوارتز مونزونیت، گرانودیوریت، گرانیت تا آلکالیگرانیت را دربر میگیرند. دیوریتها که مافیکترین عضو مجموعة گرانیتوییدی هستند بافت معمول دانهای بیشکل تا نیمهشکلدار ریز تا متوسط بلور (شکلهای 3-A تا 3-D) و گاهی بافتهای پورفیری (شکل 3-D)، اینترگرانولار، گرانوفیری و تراکیتوییدی دارند. پلاژیوکلاز با فراوانی 70 تا 80 درصدحجمی و آلکالیفلدسپار با فراوانی کمتر از 10 درصدحجمی، رایجترین کانیهای روشن (فلسیک) این سنگها هستند. پلاژیوکلاز ماکل پلیسینتتیک و گاه منطقهبندی ترکیبی دارد. هورنبلند، بیوتیت و در موارد کمتر کلینوپیروکسن از دیگر درشت بلورهای معمول کانی مافیک در سنگهای دیوریتی هستند. در بررسیهای میکروسکپی نشانههایی از رخداد دگرسانی شامل کلریتیشدن آمفیبولها، پیروکسنها، بیوتیتها (شکل 3-E) و سوسوریتیشدن پلاژیوکلازها (پیدایش سریسیت، اپیدوت، کانیهای رسی، کلسیت) و کائولینیتیشدن آلکالیفلدسپارها دیده میشود. بلورهای آمفیبول بیشتر نیمهشکلدار هستند و چندرنگی سبز کمرنگ تا قهوهای مایل به سبز نشان میدهند (شکلهای 3-A تا 3-C). بخشهای جدایشیافتهتر دیوریتها شامل کوارتزدیوریت، مونزودیوریت (شکل 3-B) و کوارتزمونزونیت هستند که با حضور بیشتر کانیهای روشن (فلسیک) مانند کوارتز و ارتوکلاز شناخته میشوند. بافت این سنگها بیشتر از نوع دانهای بیشکل ریزبلور و گرانوفیری است. آمفیبول (هورنبلند سبز) نزدیک به 10 درصدحجمی و بیوتیت با فراوانی کمتر از 5 درصدحجمی کانیهای مافیک اصلی در این سنگها هستند. پلاژیوکلاز، فراوانترین کانی روشن با فراوانی 50 تا 70 درصدحجمی در این سنگها است که بهصورت موضعی به سریسیت و کانیهای رسی دگرسان شده است.
گرانودیوریتها بافتهای دانهای بیشکل تا نیمهشکلدار متوسط تا درشت بلور، پوییکیلیتیک و گاهی گرانوفیری دارند. این سنگها بیشتر از کانیهای نیمهشکلدار و بیشکل کوارتز (20 تا 30 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (25 تا 30 درصدحجمی) و پتاسیمفلدسپار (20 تا 30 درصدحجمی) ساخته شدهاند. پلاژیوکلاز نیز بهصورت درشتبلورهای تا 5 میلیمتری و نیز بلورهای متوسط تا میکرولیتی در زمینه و با ابعاد 5/0 تا نزدیک به 2 میلیمتر یافت میشوند. در این سنگها دگرسانیهای سریسیتی، آرژیلیکی، کلریتی، اپیدوتی و کربناتی با درجه ضعیف تا متوسط دیده میشوند. آمفیبول و بیوتیت فازهای مافیک اصلی این سنگها هستند. بیوتیت با فراوانی 5 تا 10 درصدحجمی و آمفیبول با فراوانی 3 تا 5 درصدحجمی در این سنگها دیده میشوند.
گرانیتها/آلکالیگرانیتها، فاز روشن (فلسیک) تأخیری در مجموعة جبال بارز هستند که بیشتر از کانیهای کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیمفلدسپار و بیوتیت ساخته شدهاند. بافتهای دانهای بیشکل و گاهی گرافیکی از برجستهترین بافتهای این سنگها هستند. دیگر بافتها شامل گرانوفیری، آپلیتی، پرتیتی و پوییکیلیتیک هستند. پلاژیوکلازها با فراوانی نزدیک به 25 درصدحجمی، و به شکل بلورهای نیمهشکلدار و تختهای با ابعاد بیش از 1 میلیمتر، از کانیهای اصلی سازنده این سنگها هستند. بلورهای نیمهشکلدار و ناخوشکل کوارتز با بیشترین فراوانی (نزدیک به 35 درصدحجمی) در این سنگها حضور دارند (شکلهای 3-B، 3-D و 3-F). بیوتیت با فراوانی کمتر از 10 درصدحجمی، کانی مافیک چیره در این سنگهاست. پتاسیمفلدسپار بهصورت درشت بلورهای بیشکل تا نیمهشکلدار یا بهصورت دانههای کوچک با فراوانی 35 تا 30 درصدحجمی در این سنگها حضور دارد (شکلهای 3-D و 3-F). گاهی اندازة بلورهای آن تا 5 سانتیمتر نیز میرسد و برخی بلورهای آن پرتیتی هستند. در سنگهای گرانیتی و آلکالیگرانیتی روابط میان رشد فلدسپار و کوارتز، بافت گرافیکی زیبایی را پدید آورده است (شکل 3-F). کانیهای فرعی شامل زیرکن، آپاتیت و اکسیدهای آهن هستند. سریسیت، اپیدوت، کلسیت، کلریت و کانیهای رسی محصولات دگرسانی کانیهای اصلی هستند. زیرکن معمولاً در دانههای بیوتیت بهصورت میانبار یافت میشود.
وجود بلورهای درشت پلاژیوکلاز (شکل 3-D) که با زمینه معمول سنگ بیگانه هستند بههمراه میکروانکلاوهای تیره رنگ (شکلهای 3-C و 3-E) در بخشهای گرانودیوریتی و گرانیتی، نشاندهنده رخداد فرایند اختلاط/آمیختگی ماگمایی است و این بلورهای درشت از بخشهای تیرهتر و اولیهتر کنده شده و وارد ماگما شدهاند. سریسیتیشدن در این پلاژیوکلازها کاملاً آشکار است و برخی دانهها بهطور کامل سریسیتی و با کانیهای رسی جایگزین شدهاند (چهرة غبارآلود). در حاشیة برخی بلورهای پلاژیوکلاز، بافت میرمکیتی پدید آمده است که مربوط به تغییرات و واکنشهای حالت جامد است. سریسیتی، کلریتی، سوسوریتی و کائولینیتیشدن از دگرسانیهای معمول در این سنگها هستند (شکلهای 3-D و 3-E).
شکل 3. تصویرهای میکروسکپی از روابط بافتی و کانیشناختی سنگهای گرانیتوییدی جبال بارز (منطقة مردهک، جنوبخاوری جیرفت). A) دیوریت با بافت دانهای بههمراه کانیهای آمفیبول، درشت بلور بیوتیت، پلاژیوکلاز، ارتوکلاز و کوارتز (تصویر XPL)؛ B) بافت دانهای در کوارتز مونزونیت بههمراه کانیهای آمفیبول، پلاژیوکلازهای کمی دگرسانشده، ارتوکلاز، بیوتیت و کوارتز (تصویر XPL)؛ C) گرانودیوریت بههمراه انکلاو دیوریتی (تصویر XPL)؛ D) گرانیت با بافتهای پورفیروییدی و دانهای و با حضور درشت بلورهای پلاژیوکلاز بیگانه با زمینة سنگ که نشاندهندة فرایند اختلاط/آمیختگی ماگمایی است (تصویر XPL)؛ E) دگرسانیهای کلریتی و اپیدوتی در بخش انکلاو دیوریتی درون سنگ آلکالیگرانیتی (تصویر PPL)؛ F) آلکالیگرانیت با بافت گرافیکی بههمراه بلورهای آلکالی فلدسپار و کوارتز (تصویر XPL) (نام اختصاری کانیها برگرفته از وار (Warr, 2021)).
Figure 3. Photomicrographs elucidating textural and mineralogical relationships in granitoid rocks from the Jebal-e-Barez (Mardehak area, southeastern Jiroft). A) Dioritic rock exhibiting granular texture composed of amphibole, coarse-grained biotite, plagioclase, and quartz (XPL image); B) Granular texture in quartz monzonite, composed of amphibole, slightly altered plagioclase, biotite, and quartz (XPL image); C) Granodioritic rock with a dioritic enclave (XPL image); D) Granitic rock displaying porphyritic and granular textures, composed of plagioclase phenocrysts that are foreign with the matrix, indicative of magma mixing/mingling process (XPL image); E) Chloritic and epidotic alterations within the dioritic enclave hosted by alkali granite (PPL image); F) Alkali granite revealing graphic intergrowths of alkali feldspar and quartz (XPL image) (Abbreviations after Warr (2021)).
شکل 3. ادامه.
Figure 3. Continued.
زمینشیمی سنگ کل
سنگهای گرانیتوییدی منطقة مردهک در جبال بارز طیف گستردهای از مقدارهای سیلیس (SiO2) از 92/52 تا 31/76 را نشان میدهند. این سنگها در نمودار سیلیس (SiO2) در برابر مجموع آلکالی (Na2O+K2O) در طیف گستردة سنگهای حد واسط-اسیدی دیوریت، کوارتزدیوریت تا مونزونیت، گرانودیوریت تا گرانیت و آلکالیگرانیت جای میگیرند و سرشت سابآلکالن از خود نشان میدهند (شکل 4-A).
در نمودار فراست (Frost et al., 2001)، بیشتر نمونهها در گسترة کالکآلکالنها جای گرفتهاند (شکل 4-B). در نمودار SiO2 در برابر K2O، نمونهها سرشت کالکآلکالن تا کالکآلکالن پتاسیم بالا (شکل 4-C) دارند و بر پایة شاخص اشباع آلومین (ASI) شاند (Shand, 1947)، نمونههای دیوریتی و گرانودیوریتی هم سرشت متاآلومین نشان میهند ولی نمونههای گرانیتی-آلکالیگرانیتی بهعلت هم جدایشیافتگی بالا و هم تحمل دگرسانی آرژیلیک بالا که با خروج کاتیونهای پتاسیم و سدیم و بهجایماندن آلومینیم همراه بوده است، در گسترة پرآلومین جای گرفتهاند (شکل 4-D).
الگوهای نمودارهای تغییرات هارکر عنصرهای اصلی و کمیاب (شکل 5) نشاندهندة روند خطی منفی اکسیدهای عنصرهای اصلی FeO، MgO، CaO، MnO، TiO2 و Al2O3 و مقادیر عنصرهای کمیاب سازگار Cr، Ni، V، Sr، Y و Yb و روند خطی مثبت اکسیدهای عنصرهای اصلی Na2O و K2O و عنصرهای کمیاب ناسازگار La، Ce، Rb و Ba است که گویای ارتباط زایشی نمونهها از طریق فرایند تبلوربخشی است.
الگوی عنصرهای خاکی نادر (REEs) بهنجارشده به ترکیب کندریت نشان میدهند سنگهای منطقه از عنصرهای خاکی نادر سبک (LREEs) نسبت به انواع متوسط (MREEs) و سنگین (HREEs) غنی شدهاند و ناهنجاری منفی ضعیف از Eu (مقدار Eu از 28/0 تا 8/0 متغیر است و تنها در یک نمونه برابر با 1/1 است)، و روندهای موازی با الگوی پرشیب از LREEs و بسیار کمشیب تا کمابیش مسطح از MREEs و HREs نشان میدهند (شکلهای 6-A و 6-B). الگوی عنصرهای خاکی نادر بههمراه عنصرهای کمیاب (نمودارهای عنکبوتی) بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (شکل 6-B) نشاندهندة غنیشدگی بالای نمونهها از عنصرهای سنگدوست بزرگ یون (LILEs؛ مانند Sr، K، Rb و Ba) و عنصرهای خاکی نادر سبک (LREEs؛ مانند La و Ce)، و تهیشدگی از عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSEs؛ مانند: Ta، Nb، Ti، Zr، Hf و Y) و عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREEs) هستند. این الگوها نشاندهندة خاستگاهها و محیطهای زمینساختی وابسته به فرورانش هستند که در بخشهای بعدی تفسیر خواهند شد.
شکل 4. ترکیب نمونههای تودة گرانیتوییدی منطقة مردهک در: A) نمودار ردهبندی بر پایة آلکالی کل در برابر سیلیس (TAS) (Cox et al., 1979) (خط منحنی تمایز آلکالن-سابآلکالن برگرفته از مشد (Meschede, 1986))؛ B) نمودار SiO2 در برابر (CaO+Na2O+K2O) (Frost et al., 2001)؛ C) نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ D) نمودار A/CNK در برابر A/NK برای تمـایز ماگماهـای پرآلـومین، متـاآلومین و پرآلکـالن (Shand, 1947).
Figure 4. Composition of the Mardehak granitoid samples on: A) Silica versus total alkali (TAS) classification diagram (Cox et al., 1979) (alkaline-subalkaline discrimination curved line after Meschede, 1986); B) SiO2 versus (CaO+Na2O+K2O) (Frost et al., 2001); C) SiO₂ versus K₂O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); D) A/CNK versus A/NK diagram for distinguishing peraluminous, metaluminous, and peralkaline magmas (Shand, 1947).
شکل 5. نمودارهای تغییرات هارکر اکسید عنصرهای اصلی و کمیاب برای نمونههای گرانیتوییدی منطقة مردهک در جبال بارز (نماد نمونهها همانند شکل 4-A است).
Figure 5. Harker variation diagrams for major element oxides and trace elements from the Mardehak granitoid, Jebal-e-Barez (Symbols are the sam as in Figure 4A).
شکل 6. ترکیب نمونههای تودههای گرانیتوییدی منطقة مردهک در: A) نمودار REE بهنجار شده به ترکیب کندریت؛ B) نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (ترکیب کندریت و گوشتة اولیه از سان و مکدوناف (Sun and McDonough, 1989)) (نماد نمونهها همانند شکل 4-A است).
Figure 6. Composition of Mardehak granitoid samples on: A) Chondrite-normalized rare earth element (REE) diagram; B) Primitive mantle-normalized multi-element (spider) diagram (Normalization values from Sun and McDonough (1989)) (Symbols are the sam as in Figure 4A).
سنسنجی
دادههای سنسنجی ایزوتوپی U-Pb روی زیرکنهای جداشده از نمونههای گرانیتوییدی منطقة مردهک در جبال نشاندهندة حضور زیرکنهای ماگمایی شکلدار به ابعاد 70μm تا 400μm است. مقادیر توریم و اورانیم بهترتیب از ۸۴ تا 7/3865 ppm و 120 تا 3003 ppm در نوسان است (شکل 7) و نسبت Th/U از ۰57/0 تا 66/1 تغییر میکند. این مقدارها بهطور چشمگیری بیشتر از نسبت Th/U در زیرکنهای دگرگونی (1/0> Th/U) هستند و با ویژگیهای زیرکنهای ماگمایی همخوانی دارند (Hoskin and Black, 2000). تجزیههای نقطهای U-Pb این زیرکنها دو خوشه سنی را نشان میدهد: خوشة نخست (با ترکیب دیوریت تا گرانیت) با میانگین سنی ۲۹ تا ۳۵ میلیون سال پیش، گویای بازة زمانی ائوسن پسین تا الیگوسن پیشین است و خوشة دوم (باز هم با ترکیب دیوریت تا گرانیت) با میانگین سنی ۲۴ تا ۲۵ میلیون سال پیش، زمان الیگوسن پسین را نشان میدهد (شکل 8). منحنی سازگاری و نمودار میانگین وزنی سن 206Pb/238U سن 15/0 ± 15/31 با MSWD برابر با 65/3 را برای خوشة نخست و سن 17/0 ± 51/24 میلیون سال پیش با MSWD برابر با 36/1 را برای خوشة دوم نشان میدهد.
بحث
در این بخش با تلفیق دادههای صحرایی، سنگنگاری، زمینشیمیایی و سنسنجی ایزوتوپی و بهرهگیری از بررسیهای ارزشمند پژوهشگران پیشین و الگوهای جهانی زایش و تحول ماگماهای گرانیتوییدی بهویژه در گسترة نئوتتیس و بهطور ویژه در بخش جنوبی کمان ماگمایی ارومیه-دختر در منطقه جبال بارز، به موضوعات مرتبط با چگونگی پیدایش و تکامل گرانیتوییدهای بررسی خواهیم کرد.
شکل 7. تصویرهای کاتادولومینسانس (CL) از برخی زیرکنهای جدا شده از انواع سنگهای گرانیتوییدی منطقة مردهک بههمراه محل نقاط تجزیه روی آنها.
Figure 7. Cathodoluminescence (CL) images of selected zircons extracted from the Mardehak granitoid, with analyzed spots.
زایش و تحول ماگما
پیدایش مجموعههای گوناگون گرانیتوییدی بازتابی از تفاوتهای بنیادین در ترکیب محل خاستگاه، ذوببخشی و دخالت سیالها/رسوبها و فرایندهای آشیانه ماگمایی مانند تبلوربخشی، هضم و آلایش، و بهویژه اختلاط/آمیختگی ماگمایی است. شناخت خاستگاه ماگماها، بهعلت تأثیر مستقیم ترکیب محل منبع بر نوع ماگما، موضوع مهم و محوری است و در همین راستا ردهبندی گرانیتها بر پایة خاستگاه زایشی آنها، از مباحث پایهای و کلیدی در سنگشناسی سنگهای آذرین بهشمار میرود. از تأثیرگذارترین و پرکاربردترین الگوهای ردهبندی، دستهبندی الفبایی گرانیتها به انواع S، I، M, H و A است (Chappell and White, 1992; Loiselle and Wones, 1979; Didier and Barbarin, 1991; Rapp and Watson, 1995; Moyen et al., 2021; Jacob et al., 2021). این ردهبندی بر پایة ترکیبی از ویژگیهای زمینشیمیایی، کانیشناسی و محیط زمینساختی مرتبط با پیدایش گرانیتها انجام میشود.
امروزه این ردهبندی بهصورت بهتر و بهبودیافتهتری ارائه شده است. بر پایة محل خاستگاه، ماگماهای گرانیتی میتوانند از طریق فرایندهای گوناگون پدید آیند؛ مانند:
1) ذوببخشی مواد پوستة قارهای بالایی (سنگهای دگرگونی) در ژرفاهای گوناگون، با یا بدون دخالت سیالها که گرانیتهای مشهور به نوع S را پدید میآورند؛
2) ذوببخشی مستقیم محل منبع گوشتهای که سرانجام به پیدایش گرانیتهای نوع M میانجامد؛
3) تبلوربخشی (جدایشی) ماگماهای بازالتی گوشتهای که به پیدایش گرانیتهای نوع I میانجامد؛
4) بروز اختلاط و دورگهایشدن میان ماگماهای پوستهای (S) و گوشتهای (M) که به پیدایش گرانیتهای دورگه یا نوع H میانجامد (Didier and Barbarin, 1991; Rapp and Watson, 1995; Moyen et al., 2021; Jacob et al., 2021).
شکل 8. نمودارهای سازگاری برای دادههای سنسنجی U-Pb روی زیرکن در شش نمونة سنگی از مجموعة گرانیتوییدی منطقة مردهک در جبال بارز.
Figure 8. Concordia diagrams for U-Pb dating results on zircons from six samples of the Mardehak granitoid, Jebal-e-Barez.
عربزادهبنیاسدی و همکاران (Arabzadeh Baniasadi et al., 2026) در پیشنهادی دقیقتر، گرانیتها را به دو نوع اصلی پوستهای (C) و گوشتهای (M) دستهبندی کردهاند. گرانیتهای نوع پوستهای را به دو زیرگروه ردهبندی کردهاند: آنهایی که در پی ذوب پوستة قارهای بالایی (CS) پدید آمدهاند و گروهی که پیامد ذوببخشی پوسته آذرین/دگرگونی (آمفیبولیتی-گرانولیتی) زیرین یا تختة اقیانوسی فرورونده آمفیبولیتی/اکلوژیتی (CI) هستند. نوع S معمولاً رابطة صحرایی نزدیک با سرزمینهای دگرگونی درجه بالا (شیستهای درجه بالا، گنیسها و میگماتیتها) دارد و در بیشتر موارد، انکلاوهای شیستی بازماندی (رستیت)، کانیهای دگرگونی (گارنت و سیلیکاتهای آلومین، بیوتیت و مسکوویت فراوان)، ایلمینیت (سری ایلمینیت، Ishihara (1977))، سرشت پِرآلومین و سرشار از عنصرهای سنگدوستِ بزرگ یون (LILEs) همراه با کانیسازی Sn، W، U، Nb، Ta، Be و Li دارد و با سریهای مافیک-حد واسط (گابرو-دیوریت) همراه نیست.
در برابر آن، نوع CI بهطور معمول با تودههای آذرین درونی مافیک (گابرو/دیوریت) و انکلاوهای میکرگرانولار مافیک (MMEs)، کانیهای سیلیکاتی آذرین غنی از Fe–Mg مانند آمفیبولها و پیروکسنها و مگنتیت (سری مگنتیت: Ishihara (1977)) همراهی میشود و سرشت متاآلومین، کالکآلکالن، عنصرهای کالکوفیل مانند Cu، Mo، Ag و Au دارد و هیچ رابطة صحرایی با سنگهای دگرگونی درجه بالا ندارد (Arabzadeh Baniasadi et al., 2026).
گرانیتهای نوع H پیامد اختلاط و آمیختگی گرانیتهای پوستهای و گوشتهای و گرانیتهای نوع A نیز اساساً یک گروه مرتبط با محیط زمینساختی کششی کافتی هستند و خاستگاه آنها میتواند از هر سه نوع خاستگاه گوشتهای (M)، ذوب پوستة گرانولیتی زیرین (CI) و یا اختلاطی (H) باشد. بهرهگیری از نمودارهای گوناگون پیشنهادی برای تفکیک انواع گرانیتوییدها در شکل 9 گویای جایگیری گرانیتوییدهای منطقة مردهک در گروه گرانیتهای نوع I یا بهطور دقیقتر CI (ذوببخشی پوسته آذرین/دگرگونی (آمفیبولیتی-گرانولیتی) زیرین یا تختة اقیانوسی فروروندة آمفیبولیتی/اکلوژیتی (CI)) هستند.
شکل 9. ردهبندی زایشی نمونههای تودة گرانیتوییدی منطقة مردهک در A) نمودار تغییرات Zr+Y+Ce+Nb در برابر (Na2O+K2O)/CaO (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار تغییرات SiO2 در برابر Zr (Chappell and White, 1983)؛ C، D) نمودارهای تغییرات SiO2 در برابر P2O5 و SiO2 در برابر Pb با بردارهای تکامل گرانیتهای نوع I و S (Chappell and White, 1992) (نماد نمونهها همانند شکل 4-A است).
Figure 9. Genetic classification of the Mardehak granitoid on A) Zr+Y+Ce+Nb versus (Na₂O+K₂O)/CaO variation diagram (Whalen et al., 1987); B) SiO2 versus Zr ₂ variation diagram (Chappell and White, 1983); C, D) SiO₂ versus P₂O₅ and SiO₂ versus Pb variation diagrams with evolutionary trends for I- and S-type granites (Chappell and White, 1992) (Symbols are the same as Figure 4A).
تعیین ترکیب سنگ محل منبع نیز از دیگر موضوعات مهم در بحث زایش ماگماهای گرانیتوییدی است. شکلهای 10-A و 10-B نشاندهندة ذوببخشی تختة اقیانوسی فرورونده در رخسارة آمفیبولیت برای پیدایش ماگمای تودههای آذرین درونی منطقة مردهک است. جایگیری برخی نمونههای گرانیتی در گسترههای متاگریوکی و پلیتی نشاندهندة دخالت رسوبات قارهای (ذوب رسهای پلاژیک) روی تختة فرورونده در زایش ماگماست. همچنین، بهعلت اهمیت سرشت آداکیتی و برخی نظریات دربارة سرشت آداکیتی برخی گرانیتوییدهای جبال بارز از نمودار YbN در برابر (La/Yb)N و Y در برابر Sr/Y نیز بهره گرفته شد (شکلهای 10-C تا 10-D).
شکل 10. ترکیب نمونههای تودههای گرانیتوییدی منطقة مردهک در: A) نمودار Na2O+K2O+MgO+FeO+TiO2 در برابر (Na2O+K2O)/(MgO+FeO+TiO2)؛ B) نمودار CaO/(TiO2+MgO+FeO) در برابر FeO+MgO+CaO+TiO2 (Patiño Douce, 1999)؛ C) نمودار Y در برابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ D) تفکیک آداکیتها بر پایة نمودار (Yb)N در برابر (La/Yb)N (Martin et al., 2005)؛ E) نمودار K2O در برابر Ce/Yb (Guo et al., 2001)؛ F) نمودار SiO2 در برابر Ni (Aldanmaz et al., 2000) (نماد نمونهها همانند شکل 4-A است).
Figure 10. Composition of the Mardehak granitoid samples on diagrams. A) (Na₂O+K₂O)/(MgO+FeO+TiO₂) versus Na₂O+K₂O+MgO+FeO+TiO₂; B) CaO/(TiO₂+MgO+FeO) versus CaO+FeO+MgO+TiO₂ (Patiño Douce, 1999); C) Y versus Sr/Y diagram (Defant and Drummond, 1991); D) Adakite discrimination diagram based on (Yb)N versus (La/Yb)N (Martin et al., 2005); E) K₂O versus Ce/Yb diagram (Guo et al., 2001); F) SiO₂ versus Ni diagram (Aldanmaz et al., 2000) (Symbols are the same as Figure 4A).
شکل 10. ادامه.
Figure 10. Continued.
ماگماهای آداکیتی با نسبتهای (La/Yb)N بالا و مقدارهای YbN کم شناخته میشوند (Martin et al., 2005)؛ زیرا عنصرهای سنگین مانند Y و Yb در فاز تفالة گارنتدار محل خاستگاه آداکیتها (گارنت آمفیبولیت/اکلوژیت) بهجای میمانند و به مذاب پدیدآمده راه نمییابند. بر پایة این نمودار، سنگهای گرانیتوییدی منطقة مردهک ویژگی ماگماهای غیرآداکیتی و یا گرانیتهای معمول کمانها را نشان میدهند؛ زیرا نسبت (La/Yb)N آنها کم (در نزدیک به 90/2 تا14/47) و مقدار YbN آنها بالا (نزدیک به 06/2 تا 56/26) است.
نسبت عنصرهای ناسازگار ابزار کارآمدی برای شناخت فرایندهای ذوببخشی و تبلوربخشی است. بر پایة نمودارهای شکلهای 10-E تا 10-F، نمونههای گرانیتوییدی منطقة مردهک روند مشخص تبلوربخشی را نشان میدهند. این یافتهها گویای آن هستند که تبلوربخشی نقش بنیادینی در پیدایش و تفاوت ترکیب شیمیایی گرانیتوییدهای منطقه داشته و نقش ذوببخشی در مقایسه با آن کمتر بوده است.
تحولات ماگمایی، مانند تبلوربخشی، ذوببخشی و فرایندهای پیچیدهتر (مانند هضم و آلایش، اختلاط/آمیختگی ماگمایی و جدایش تفالة پسماندی)، بیشتر با نوسان غلظت عنصرهای ناسازگار Rb، Sr و Ba کنترل میشوند. در این راستا، جانوسک و همکاران (Janoušek et al., 2004) از نمودارهای دو متغیره (Sr، Y، Ba و Nb در برابر Rb، شکل 11)، الگوهای رفتاری این عنصرها را هنگام تبلوربخشی ماگما ترسیم کردهاند. در هنگام تبلوربخشی، Sr بهعلت شعاع یونی بزرگتر و بار یونی بیشتر در فازهای کلسیمدار (کلینوپیروکسن، آمفیبول و پلاژیوکلاز) جای میگیرد؛ اما Rb بیشتر در فاز مذاب بهجای میماند. این رفتار، به افزایش تدریجی نسبت Rb/Sr در جدایش یافتههای ماگمایی (بخشهای روشنتر گرانودیوریتی-گرانیتی) میانجامد. افزونبر این، بردارهای تبلوربخشی نشان میدهند Sr در مراحل پیشرفتة جدایش ماگمایی، ورود ناچیزی به بیوتیت دارد و بیشتر در پلاژیوکلازها متمرکز میشود (Mao et al., 2011). نمودارهای شکل 11 نقش غالب جدایش پلاژیوکلاز و به میزان کمتر بیوتیت را در سنگزایی گرانیتوییدهای منطقه آشکار میسازد.
شکل 11. ترکیب نمونههای تودة گرانیتوییدی منطقة مردهک در نمودارهای تغییرات لگاریتمی تفکیک بلوری کانیها (Janoušek et al., 2004) (نماد نمونهها همانند شکل 4-A است).
Figure 11. Composition of the Mardehak granitoid samples on the variation diagrams for mineral fractionation (Janoušek et al., 2004) (Symbols are the same as Figure 4A).
بهعلت جایگزینی گرانیتوییدها در سنگ میزبان پوستهای، نقش فرایندهای هضم و آلایش پوستهای نیز همواره در زایش گرانیتوییدها بررسی میشود. هافمن و همکاران (Hofmann et al., 1986)، نشان دادند میانگین نسبتهای Nb/U و Ce/Pb برای مذابهای با خاستگاه MORB و OIB بهترتیب نزدیک به 7± 47 و 5 ±25 است. اگر این نسبتها کمتر از این مقدارها باشند، مذابها در گسترة پوستة قارهای جای میگیرند و پیامد احتمال آلایش در هنگام صعود مذاب به سطح زمین یا فرایندهای مربوط به فرورانش دانسته میشوند (شکل 12).
با کمک نسبتهای عنصرهای کمیاب مانند Th/Y، Nb/Y و Rb/Y (شکل 13) میتوان غنیشدگی ماگما و آلایش پوستهای در پهنة فرورانش و یا در منطقة درون ورقهای را شناسایی کرد. ترکیب نمونههای گرانیتوییدی منطقة مردهک در نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (Edwards et al., 1991) گویای آلایش آنها در پهنة فرورانش و توسط سیالهای برخاسته از دگرگونی و آبزدایی تختة اقیانوسی فرورونده است. عنصرهای Th و Yb در سیال آبگون، عنصرهایی نامتحرک بهشمار میروند؛ اما Nd و Sr عنصرهایی هستند که بهآسانی در سیالهای آبگون مهاجرت میکنند. نمودار Sr/Nd در برابر Th/Yb نقش سیال حاصل از دگرگونی تختة فرورونده در ترکیب ماگمای مادر را نشان میدهد. افزایش چشمگیر نسبت Sr/Nd در برابر مقدار کمابیش ثابت Th/Yb و نسبتهای بالای Ba/Th در برابر کاهش نسبی Th (Zhu et al., 2005) در نمونههای منطقة مردهک گویای آن است که سیالات حاصل از دگرگونی و آبزدایی تختة اقیانوسی فرورنده، عامل اصلی دگرنهادشدن گوة گوشتهای به عنوان یکی از محل منبعهای گرانیتوییدهای منطقه بوده است (شکل 13). افزونبر این، برخی نمونههای گرانیتی دخالت ذوب رسوبات را نیز نشان میدهند.
شکل 12. ترکیب نمونههای تودة گرانیتوییدی منطقة مردهک در: A) نمودار Ce در برابر Ce/Pb (Zhang et al., 2008)؛ B) نمودار Nb در برابر Nb/U (Zhang et al., 2008) (محدودة OIB و MORB برگرفته از هافمن و همکاران (Hafmann et al., 1986) است) (نمادها در شکل 4-A نشان داده شدهاند).
Figure 12. Composition of Mardehak granitoid samples on: A) Ce versus Ce/Pb diagram (Zhang et al., 2008); B) Nb versus Nb/U diagram (Zhang et al., 2008) (OIB and MORB fields are after Hofmann et al. (1986)) (Symbols are the same as Figure 4A).
بر پایۀ ویژگیهای صحرایی و سنگنگاری، نشانههای اختلاط/آمیختگی ماگمایی در تودههای گرانیتوییدی منطقه آشکار است (شکلهای 2-F، 3-D و 3-E). نخستین شاهد، فراوانی انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در تودههای گرانودیوریتی-گرانیتی است (شکل 2-F). دومین شاهد، حضور درشت بلورهای پلاژیوکلاز دگرسان شده با حاشیههای انحلالی و ترکیب بیگانه (ترکیب لابرادوریتی-بیتونیتی) و متفاوت با ترکیب پلاژیوکلازهای زمینه دانهریز سنگهای گرانودیوریتی-گرانیتی (ترکیب آندزینی- الیگوکلازی) است (شکلهای 3-D و 3-E) که در بررسیهای مایکروپروب ثابت شده ولی در این مقاله آورده نشده است. سومین شاهد، حضور بلورهای زیرکن موروثی فاز اول ماگمایی ائوسن پسین- الیگوسن پیشین در فاز ماگمایی دوم در الیگوسن پسین است (جدول 2). به عنوان چهارمین شاهد، از مقادیر نسبتهای اکسیدهای عنصرهای اصلی و نسبتهای عنصرهای کمیاب برای اثبات دخالت فرایند اختلاط/آمیختگی ماگمایی استفاده شده است (شکل 14). در همة این نمودارها، نمونههای تودههای گرانیتوییدی منطقة مردهک در امتداد منحنی اختلاط ماگمایی جای گرفتهاند.
شکل 13. ترکیب نمونههای تودة گرانیتوییدی منطقة مردهک در: A) نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (Edwards et al., 1991) برای شناخت نوع غنیشدگی ماگما؛ B) نمودار Sr/Nd در برابر Th/Yb (Woodhead et al., 2001)؛ C) نمودار Th در برابر Ba/Th (Zhu et al., 2005)؛ D) نمودار Th/Yb در برابر Ba/La (Woodhead et al., 2001) برای تمایز میان نقش ذوب سازندگان رسوبی روی تختة فرورونده و فاز سیال حاصل از آبزدایی تختة فرورونده (نماد نمونهها همانند شکل 4-A است).
Figure 13. Composition of the Mardehak granitoid samples on: A) Nb/Y versus Rb/Y diagram (Edwards et al., 1991) for identifying the magmatic enrichment; B) Sr/Nd versus Th/Yb diagram (Woodhead et al., 2001); C) Th versus Ba/Th diagram (Zhu et al., 2005); D) Th/Yb versus Ba/La diagram (Woodhead et al., 2001) to difscrimination the role of sedimentary protolith melts above the subducting slab and the slab-derived fluid phase from dehydration (Symbols are the same as Figure 4A).
جایگاه پیدایش و الگو زمینساختی
برای بررسی جایگاه زمینساختی پیدایش ماگمای سازندة سنگهای گرانیتوییدی منطقة مردهک، از نمودارهای تمایز محیطهای زمینساختیِ پیشنهادیِ پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) بهره گرفته شد. در این نمودارها، گرانیتوییدها بر پایة ویژگیهای زمینشیمیایی در چهار محیط زمینساختی دستهبندی میشوند: گرانیتهای پشتههای میاناقیانوسی (ORG)، گرانیتهای درونصفحهای (WPG)، گرانیتهای کمان آتشفشانی مرتبط با فرورانش (VAG) و گرانیتهای همزمان با برخورد قارهای (syn-COLG). بر پایۀ تحلیل نمودار Rb در برابر Ta+Yb، همة نمونههای گرانیتوییدی منطقة مردهک در گسترة گرانیتهای کمان آتشفشانی مرتبط با پهنة فرورانش جای میگیرند (شکل 15-A). در نمودار سهتایی Hf-Rb/30-Ta*3 (شکل 15-B) نیز نمونهها بیشتر در گسترة همزمان با برخورد و دو نمونة دیوریتی در گسترة درونصفحهای جای گرفتهاند که میتوان از آنها چشمپوشی کرد. همچنین، ترکیب نمونههای گرانیتوییدی منطقة مردهک در نمودارهای زمینساختی بر پایة نسبتهای Ta/Yb در برابر Th/Yb، نشاندهندة جایگیری آنها در محدودة حاشیة فعال قارهای است (شکل 15-C).
شکل 14. ترکیب نمونههای تودة گرانیتوییدی منطقة مردهک در نمودارهای متمایزکننـده زمینشیمیایی بر پایة اختلاط ماگمایی. A) نمودارAl₂O₃/CaO در برابر Na₂O/CaO (Langmuir et al., 1978)؛ B) نمودار SiO2/CaO در برابر MgO/Al2O3 (Yang et al., 2015)؛ C) نمودار Rb/V در برابر Rb (Schiano et al., 2010)؛ D) نمودار Th/Sc در برابر Th (McLennan et al., 1993) (نماد نمونهها همانند شکل 4-A است).
Figure 14. Composition of the Mardehak granitoid samples on geochemical discrimination diagrams based on magma mixing pattern: A) Al₂O₃/CaO versus Na₂O/CaO diagram (Langmuir et al., 1978); B) SiO₂/CaO versus MgO/Al₂O₃ diagram (Yang et al., 2015); C) Rb/V versus Rb diagram (Schiano et al., 2010); D) Th/Sc versus Th diagram (McLennan et al., 1993) (Symbols are the same as Figure 4A).
شکل 15. ترکیب تودة گرانیتوئیدی منطقة مردهک در نمودارهای ردهبندی زمینساختی. A) نمودار Rb (بر پایة ppm) در برابر Yb+Ta (بر پایة ppm) (Pearce et al., 1984) (WPG: گرانیتهای درونصفحهای؛ VAG: گرانیتهای کمان آتشفشانی؛ syn-COLG: گرانیتهای همزمان با برخورد؛ ORG: گرانیتهای پشتة اقیانوسی؛ post-COLG: گرانیتهای پسابرخوردی)؛ B) نمودار Rb/30-Hf-3Ta (Harris et al., 1986)؛ C) نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Schandle and Gorton, 2002) (نماد نمونهها همانند شکل 4-A است).
Figure 15. Composition of Mardehak granitoid samples on the geochemical discrimination diagrams. A) Rb (in ppm) versus Yb + Ta (in ppm) plot (Pearce et al., 1984) (WPG: within-plate granites; VAG: volcanic arc granites; syn-COLG: syn-collisional granites; ORG: ocean-ridge granites; post-COLG: post-collisional granites); B) Rb/30-Hf-3Ta ternary plot (Harris et al., 1986); C) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Schandle and Gorton, 2002) (Symbols are the same as Figure 4A).
روندهای خطی نمونهها در نمودارهای تغییرات هارکر عنصرهای اصلی و کمیاب، غنیشدگی از LILEs (مانند K، Rb، Th و U) و LREEs (مانند La، Ce) و ناهنجاریهای منفی از HFSEs (مانند Nb، Ta، Ba، P و Ti) و روندهای موازی نمونهها در نمودارهای بهنجارشده و عنکبوتی نشان میدهند گرانیتوییدهای جبال بارز از ذوببخشی تختة اقیانوسی فرورونده و گوة گوشتهای روی آن در پهنة فرورانش حاشیة فعال قاره در یک محیط زمینساختی همزمان تا پسابرخوردی (شکل 16) پدید آمدهاند و از راه فرایندهای هضم، آلایش، اختلاط/آمیختگی و به ویژه جدایش بلوری تحول یافتهاند.
شکل 16. الگوی زمینساختی و پتروژنتیکی پیدایش گرانیتوییدهای جبال بارز (بخش جنوبخاوری پهنة ماگمایی ارومیه- دختر) در بازة زمانی ائوسن- الیگوسن (ZSZ: پهنه جوش خورده زاگرس؛ SSZ: پهنة سنندج-سیرجان؛ UDMA: کمربند ماگمایی ارومیه- دختر).
Figure 16. Tectonic and petrogenetic model for the formation of Jabal-e-Barez (Southeastern part of Urumieh-Dokhtar magmatic belt) granitoids during the Eocene-Oligocene time.
همانند دیگر بخشهای کمان ماگمایی ارومیه-دختر (UDMA)، این تودهها نماد روشنی از الگو زایش ماگماهای گرانیتوییدی نوع I در محیطهای فرورانشی حاشیة فعال قارهای هستند که گذار از ماگماتیسم مرتبط با مراحل پایانی فرورانش به رژیم همزمان تا پس از برخورد را بازتاب میدهند. بر پایة سنسنجی U-Pb زیرکنها، پیدایش و جایگزینی ماگمای سازنده این سنگها در دو فاز زمانی متمایز رخ داده است.
فاز نخست در ائوسن پسین-الیگوسن پیشین (۳۵–۲۹ میلیون سال پیش در رخداد پیش تا همزمان با برخورد)، بازتابدهندة ادامة برافروختگی ماگمایی[3] گستردة ائوسن میانی-پسین پهنة فرورانش نئوتتیس است که پیامد ذوببخشی تختة اقیانوسی فرورونده (خاستگاه آمفیبولیتی) و گوة گوشتهای دگرنهادشده روی آن در پی سیالهای ناشی از دگرگونی و آبزدایی تختة اقیانوسی فرورنده است.
فاز ماگمایی دوم در ادامة فاز نخست و در زمان الیگوسن پسین (۲۵–۲۴ میلیون سال پیش- در یک رخداد پسابرخوردی)، که با ضخیمشدگی پوسته همراه بوده، رخ داده است. در هردو رخداد ماگمایی، طیف گستردهای از سنگهای حد واسط (دیوریت- کوارتزدیوریت، مونزونیت/کوارتزمونزونیت، گرانودیوریت) تا فلسیک (گرانیت-آلکالیگرانیت) با منطقهبندی عادی تودههای گرانیتوییدی ساخته شده است. بازة زمانی این دو رخداد ماگمایی با سنهای گزارششده (03/23 تا 9/33 میلیون سال پیش (Asadi, 2018)؛ 1/26 میلیون سال پیش (Hosseini et al., 2017)؛ 5/29 تا 5/31میلیون سال پیش (Chiu et al., 2013)؛ 31-28 و 24 میلیون سال پیش (Babazadeh et al., 2023)) روی سنگهای مجموعة گرانیتوییدی جبال بارز، همخوانی نزدیکی دارد.
به باور بابازاده و همکاران (Babazadeh et al., 2023) و مقدم و همکاران (Moghadam et al., 2022)، فعالیت ماگمایی در بخش جنوبخاوری UDMB بیشتر پیامد برافروختگی ماگمایی در پی پَسرفت یا شکست تختة فرورونده نئوتتیس، بالاآمدگی گوشتة سستکرهای و ذوب ناشی از کاهش فشار در محیط فرورانش حاشیة فعال قارهای بوده است.
برداشت
ویژگیهای زمینشیمیایی سنگهای گرانیتوییدی منطقة مردهک از مجموعة گرانیتوییدی جبال بارز، شامل سرشت کالکآلکالن، متاآلومین، غنی از عنصرهای سنگدوستِ بزرگ یون (LILEs) و تهی از عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSEs مانند Nb-Ta) گویای تعلق آنها به گرانیتوییدهای نوع I محیط فرورانش حاشیة فعال قاره در یک رژیم زمینساختی همزمان تا پسابرخوردی است. ماگمای سازنده این سنگها از ذوببخشی یک محل منبع آمفیبولیتی/اکلوژیتی و گوة گوشتهای دگرنهادشده روی آن در پی دگرگونی و آبزدایی تختة اقیانوسی فرورنده در زمان ائوسن-الیگوسن در جایگاه فرورانش پهنة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارة ایران مرکزی پدید آمده است. تبلوربخشی مذابها در سطوح کمژرفاتر پوسته بههمراه فرایندهای اختلاط/آمیختگی و هضم و آلایش ماگماها با مواد پوستة قارهای نقش بنیادین در تکامل ماگما و تنوع ترکیبی سنگهای منطقه داشته است. بررسیهای دقیق صحرایی گویای توالی تزریق ماگمای مافیک، حد واسط و اسیدی و پیدایش یک منطقهبندی ترکیبی عادی در تودههای گرانیتوییدی است که با دادههای دقیق سنسنجی ایزوتوپی U-Pb بر بلورهای زیرکن جداشده از سنگهای بررسیشده سازگار است. پیدایش و جایگزینی ماگماهای سازنده این سنگها در دو بازة زمانی جدا در ائوسن پسین- الیگوسن پیشین (35 - 29 میلیون سال پیش) و الیگوسن پسین (24 - 25 میلیون سال پیش) رخ داده است که با الگوهای ماگمایی رخ داده در دیگر مناطق پهنة ماگمایی سنوزوییک ارومیه-دختر همخوانی دارد و بازتابدهندة تکامل رژیم فرورانشی نئوتتیس زاگرس بهسوی پیدایش ماگماهای گرانیتوییدی همزمان تا پسابرخوردی است.
سپاسگزاری
این پژوهش در راستای انجام رسالة دکتری نگارندة نخست با عنوان «پتروژنز و پتانسیل کانهزایی تودههای گرانیتوییدی منطقة مردهک، خاور جیرفت، کرمان» انجام شده است که در اینجا از پشتیبانی حوزه معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود و همچنین، همکاری شرکت کاواک آرای نوین معدن سپاسگزاری میشود.
[1] Urumieh-Dokhtar Magmatic Belt
[2] Mafic microgranular/microgranitoid enclaves
[3] Magmatic flare-up
)