سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی لکوگرانیت‌های مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم (خاور لوت)

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشیار، گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

2 دانشجوی دکتری گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

3 کارشناسی‌ارشد، گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

چکیده

مجموعة آذرین–دگرگونی ده‌سلم در شرق استان خراسان جنوبی و در همبری گسل نهبندان، بخشی از خردقارۀ ایران مرکزی به‌شمار می‌رود که شواهد ارزشمندی از دگرگونی پوستۀ قاره‌ای در کرانۀ خاوری ایران را در خود ثبت کرده است. این پژوهش با هدف بیان ویژگی‌های سنگ‌نگاری، زمین‌شیمیایی، شیمی کانی‌ها و جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیت‌های خاور و جنوب‌خاور کمپلکس ده‌سلم و بررسی ارتباط آنها با سنگ‌های میگماتیتی و پی‌سنگ کهن این منطقه انجام شده است. کوارتزمونزودیوریت، کوارتزسینیت، مونزوگرانیت و سینوگرانیت واحدهای بررسی‌شده در این پژوهش هستند که بیشترشان بافت تمام‌بلورین با شواهدی از بافت‌های پگماتیتی، میکروگرافیک و پرتیتی دارند. حضور تورمالین، گارنت، مسکوویت و بیوتیت که کانی‌های فرعی شاخص هستند، به‌ویژه در لکوگرانیت‌ها، از ویژگی‌های مهم کانی‌شناسی این توده‌هاست. شواهد صحرایی و میکروسکوپی وجود میگماتیت‌های استروماتیکی در کرانۀ خاوری کمپلکس و پاراژنزهای دما–فشار بالا دربردارندۀ سیلیمانیت، کوارتز و فلدسپار را نشان می‌دهد که گویای رخداد ذوب‌بخشی پوسته‌ای در شرایط دگرگونی درجه بالاست. داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌کل (XRF و ICP-OES) نشان می‌دهند این گرانیت‌ها سرشت کالک‌آلکالن دارند و در گسترۀ ساب‌آلکالن هستند و بیشتر از سری کالک‌آلکالن پتاسیم‌بالا و پرآلومین به‌شمار می‌روند. نسبت‌های A/CNK و الگوهای عنصرهای کمیاب، مشارکت منبع پوسته‌ای آلومین‌دار را در پیدایش ماگما نشان می‌دهند. نمودارهای شناسایی محیط زمین‏‌ساختی جایگیری این توده‌ها را در گسترۀ گرانیت‌های همزمان با برخورد (Syn-COLG) تا کمان آتشفشانی (VAG) نشان می‌دهند. داده‌های تجزیة شیمی کانی‌ها (EPMA) گویای ترکیب غالب شورل برای تورمالین‌ها، گارنت‌های غنی از آلماندین–اسپسارتین و بیوتیت‌های سازگار با مذاب‌های پدیدآمده از ذوب متاپلیت‌ها هستند. ترکیب پلاژیوکلازها در بازة الیگوکلاز تا آندزین است و پهنه‌بندی شیمیایی آنها، همراه با شواهد بافتی، شرایط ناپایدار و دگرگونی تدریجی ماگما را نشان می‌دهد. این ویژگی‌ها روی‌هم‌رفته گویای خاستگاه ذوب نهشته‌های پلیتی و متاپسامیتی در یک محیط غنی از آلومینیم است و ازاین‌رو، گرانیت‌های یادشده از توده‌های نابارور به شمار می‌روند. داده‌های زمین‌زمان‌سنجی U–Pb نیز گویای جایگیری بخش مهمی از توده‌های گرانیتی در بازۀ زمانی نزدیک به ۱۶۳ تا ۱۷۳ میلیون سال پیش (ژوراسیک میانی تا پسین) همزمان با فاز اصلی دگرگونی ناحیه‌ای کمپلکس ده‌سلم هستند. با این حال، حضور زیرکن‌های بازمانده با سن‌های کهن‌تر نشان‌دهندۀ مشارکت پی‌سنگ پرکامبرین و ثبت رویدادهای کهن‌تر پوسته‌ای در خاور ایران است. بر این پایه، گرانیت‌های خاور ده‌سلم از ذوب‌بخشی پوسته‌ای در یک پهنۀ برخوردی فعال پدید آمده‌اند و ازاین‌رو، نقش مهمی در بازسازی و دگرگونی پوستۀ قاره‌ای کرانۀ خاوری ایران دارند

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Petrology and geochemistry of leucogranites of the Deh-Salm metamorphic igneous complex (east of Lut)

نویسندگان [English]

  • Shahryar Mahmoudi 1
  • Mehran Yaganehfar 2
  • Shiva Lavi 3
1 Associate Professor, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
2 Ph.D. Student, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
3 M.Sc., Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
چکیده [English]

Introduction
The Deh-Salm igneous–metamorphic complex in the Lut Block of eastern Iran exposes some of the most representative high-grade metamorphic rocks and peraluminous granitoids in the region. This complex provides crucial evidence for understanding the crustal evolution and tectonothermal history of eastern Iran, particularly the role of Jurassic metamorphism and crustal anatexis. Although previous studies have documented the presence of migmatites, two-mica granites, and peraluminous leucogranites, the precise magmatic sources, melting conditions, and geodynamic significance of the granitoids remain insufficiently constrained. The granitoid bodies exposed along the eastern and southeastern margins of the complex include quartz monzodiorite, quartz syenite, monzogranite, and syenogranite. Their close spatial association with stromatic migmatites strongly suggests crustal melting during regional metamorphism. This study integrates petrography, mineral chemistry, and zircon U–Pb geochronology to determine the petrogenesis and magma sources of these granitoids and their tectonic implications and to provide a coherent geodynamic model for the formation of the Deh-Salm complex within the eastern Lut Block.
Materials and Methods
A series of representative samples was collected from granitoid units and their migmatitic host rocks across the eastern margin of the Deh-Salm complex. Petrographic analyses using transmitted and reflected light microscopy were conducted to identify mineral assemblages, textures, zoning features, and crystallization sequences. Mineral compositions of tourmaline, garnet, biotite, and muscovite were determined using electron microprobe analyses. Classification diagrams such as schorl–dravite fields (Figures 3a–3b), almandine–spessartine–pyrope–grossular plots for garnet (Figure 3c), and mica composition diagrams (Figure 3d) were used to interpret melt sources and physicochemical conditions. Zircon grains were separated using standard heavy-liquid and magnetic techniques. Cathodoluminescence imaging was performed to identify internal structures, inherited cores, and magmatic oscillatory zoning (Figure 5). U–Pb zircon ages were obtained using LA-ICP-MS, and Concordia diagrams were prepared to interpret crystallization and inheritance ages (Figure 4). These combined analytical methods allow robust interpretation of melt provenance, metamorphic conditions, and geodynamic context. All chemical data were collected at the Department of Geology, University of Oslo, Norway.
Results and Discussion
Petrography and Mineral Chemistry
The leucogranitic bodies along the eastern margin of the Deh-Salm complex contain biotite, muscovite, garnet, and zoned tourmaline (Figures 2a-2b). Plagioclase commonly shows oscillatory zoning (Figures 2c-2d), indicating crystallization from an evolving melt under varying physicochemical conditions. Tourmaline compositions are dominated by the schorl component (~0.85) with minor dravite (<0.13) (Figures 3a-3b), typical of tourmalines formed from the partial melting of metapelitic sources (Bénard et al., 1985; London and Manning, 1995). Zoning patterns suggest late-magmatic modification under fluid-rich anatectic conditions. Garnets display Mn–Fe–Mg ratios consistent with almandine–spessartine-rich igneous garnets crystallized from pelitic-derived S-type melts (Figure 3c). These compositions indicate derivation from Mn- and Al-rich metasedimentary sources at shallow crustal levels. Biotite and muscovite are strongly peraluminous, plotting within fields associated with sediment-derived anatectic melts (Figure 3d). The coexistence of biotite + muscovite + garnet + tourmaline is a diagnostic assemblage for S-type granites produced by crustal anatexis.
Geochronology and Source Characteristics
U–Pb zircon ages between 163 and 166 Ma (Figure 4) demonstrate that granitoid emplacement occurred during the Upper Jurassic and was contemporaneous with peak regional metamorphism (Mahmoudi et al., 2010). Inherited zircon cores with distinctly older ages (Figure 5) show that ancient crustal materials—likely fragments of the northern Gondwana margin—were assimilated into the magmas. This indicates that the eastern Lut Block contains older basement components beneath its Phanerozoic cover. The spatial association of granitoids with stromatic migmatites, the presence of melanosomes rich in Fe-biotite, and leucosomes dominated by quartz and feldspar all confirm in situ crustal melting processes.
Geodynamic Implications
Collectively, the petrography, mineral chemistry, and zircon geochronology indicate that the Deh-Salm granitoids are classic S-type melts generated by partial melting of metapelitic and metapsammitic protoliths. The Jurassic magmatism coincides with regional crustal thickening, heating, and metamorphism in the eastern Lut Block. The tectonic setting is best explained by crustal thickening and thermal relaxation following convergence along the northern Gondwana margin. The presence of inherited zircons implies that the Deh-Salm complex tapped deeper Precambrian crust during melting. Thus, the Deh-Salm complex records a major Jurassic tectonothermal event that reworked ancient Gondwanan crustal fragments in eastern Iran.
Conclusions

The granitoid bodies of the Deh-Salm complex consist mainly of quartz monzodiorite, quartz syenite, monzogranite, and syenogranite, spatially associated with stromatic migmatites and high-grade metamorphic rocks.
Petrographic and mineral-chemical evidence (tourmaline, garnet, biotite, muscovite) indicates strongly peraluminous, sediment-derived S-type magmas produced by partial melting of metapelitic and metapsammitic protoliths.
U–Pb zircon ages of 163–166 Ma show that granitoid emplacement was synchronous with peak Jurassic metamorphism in the Deh-Salm complex.
The presence of inherited zircon cores demonstrates assimilation of ancient crustal components, suggesting that fragments of Precambrian basement exist within the eastern Lut Block.

The Deh-Salm complex represents one of the oldest crustal domains exposed in eastern Iran and provides key evidence for Jurassic crustal thickening, anatexis, and reworking of Gondwanan continental fragments.

کلیدواژه‌ها [English]

  • East Iranian Basement
  • Zircon
  • Uranium-Lead Dating
  • Orogenic Granite
  • Deh-Salm

اصل مقاله

مقدمه

توصیف روند دگرگونی سنگ‌کرة قاره‌ای در یک منطقه از موضوعات مهم در بررسی‌های سنگ‌شناسی، زمین‌شیمی و ژئوفیزیک است که نیازمند طراحی الگو‌های زمین‌پویا با به‌کارگیری همة داده‌ها در یک منطقه است. به‌طور کلی، رخنمون‌های پی‌سنگ کهن ایران به سه گروه بزرگ دسته‌بندی می‌شوند:

گروه نخست سنگ‌های گرانیتی و میگماتیت‌هایی هستند که همزمان با رویداد کوهزایی کاتانگایی و سخت‌شدن پی‌سنگ اولیه در گندوانا پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، از گونة سنگ‌های آذرین درونیِ همزمان با کوهزایی و از سری کالک‌آلکالن به‌شمار می‌روند.

گروه دوم سنگ‌های گرانیتی پس از کوهزاییِ سری سنگی آلکالن هستند.

گروه سوم سنگ‌های هم‌ارز بیرونی گرانیت‌های آلکالن هستند که در زیر و همراه با سنگ‌های کامبرین پسین هستند و نشان‌دهندۀ کشیدگی پوستۀ قاره‌ای ایران در یک یا چند فاز کششی هستند (Aghanabati, 2004; Johnson et al., 2011).

شواهد زمین‌زمان‌سنجی زیرکن به روش U–Pb در خاور بلوک لوت نشان می‌دهند پی‌سنگ این ناحیه بخشی از پوستۀ نئوپروتروزوییک به کرانۀ شمالی گندوانا و سپر عربی–نوبی است (Collins and Pisarevsky, 2005; Johnson et al., 2011). دگرگونی تکتونوماگمایی این سامانه با فرورانش درون‌اقیانوسی و پیدایش کمان‌های ماگمایی و پهنه‌های پشت‌کمانی نزدیک به ۸۷۰ تا ۷۰۰ میلیون سال پیش آغاز شده است و سپس با برخورد و پیوستن تراس‌های کمانی–اقیانوسی و بسته‌شدن پهنه‌های اقیانوسی در بازۀ زمانی ۸۰۰ تا ۶۵۰ میلیون سال پیش ادامه یافته است که در پایان به دگرگونی کوهزایی پان‌آفریقایی و رشد پوستۀ قاره‌ای جوان در کرانۀ شمالی گندوانا انجامیده است (Johnson et al., 2011). در خاور دشت لوت نیز حضور زیرکن‌های بازمانده با سن‌های نزدیک به ۶۰۰ تا ۹۰۰ میلیون سال پیش در گرانیت‌ها و سنگ‌های دگرگونی نشان می‌دهد بخش‌هایی از این پی‌سنگ نئوپروتروزوییک در زیر بلوک لوت بجا مانده است و در رویدادهای زمین‏‌ساختی پسین در ایران مرکزی در ماگماهای جوان‌تر بازکار[1] شده‌اند (Zarrinkoub et al., 2012; Mazhari et al., 2024). سپس برخورد پایانی میان قطعات بزرگ خاوری و باختری گندوانا، همراه با جدایش و فرار زمین‏‌ساختی، لغزش و شکستگی گسلی، لایه‌لایه‌شدن و گسترش (۵۵۰ تا ۶۳۰ میلیون سال پیش) با پیدایش جدید پوستۀ قاره‌ای دنبال شده است (Avigad and Gvirtzman, 2009; Genna et al., 2002; Johnson et al., 2011; Johnson and Woldehaimanot, 2003; Kamal et al., 2013; Kröner et al., 1987; Stern, 1994a; Stern, 1994b; Stern and Johnson, 2010). در بخش خاوری لوت، بلورهای زیرکن جداشده از سنگ‌های آذرین منطقه بیارجمند-چاه جم به روش اورانیم-سرب سنی نزدیک به ۵۳۰ تا ۵۵۰ میلیون سال پیش را نشان می‌دهند (Shafaii Moghadam et al., 2013).

به باور پژوهشگرانِ سازمان زمین‌شناسی و پی‌جویی‌های معدنی کشور در نخستین بررسی‌های مدون در مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم در سال ۱۳۴۹ و ۱۳۵۰، مجموعة ده‌سلم به دو بخش اصلی کهن مربوط به پی‌سنگ قدیمی و مجموعة دگرگونی ناحیه‌ای جدیدتر دسته‌بندی می‌شود که سن دگرگونی ناحیه‌ای پس از ژوراسیک میانی بوده است (Stöcklin et al., 1972). بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجی به روش Rb-Sr، سن دو نمونه از سنگ‌های دگرگونی منطقه را به‌ترتیب ۱۰±۲۰۹ و ۲±۲۰۶ میلیون سال پیش نشان می‌دهند (Reyer and Mohafez, 1972). بر این پایه، فاز کوهزایی کیمرین پسین (ژوراسیک میانی) بلوک لوت با بروز بالاآمدگی گسترده، تغییرات رخساره‌ای پرشتاب، چین‌خوردگی شدید لایه‌ها و دگرگونی سنگ‌ها همراه بوده است و نشان‌دهندۀ حاکمیت یک رژیم زمین‏‌ساختی فشاری به‌شدت فعال در ژوراسیک میانی در پهنۀ ایران مرکزی است (Stöcklin, 1968; Berberian and King, 1981; Alavi, 1994). شواهد میدانی و چینه‌شناسی در خاور و جنوب‌خاوری ایران گویای ناپیوستگی‌های فرسایشی منطقه‌ای، تغییرات جانبی و عمودی رخساره‌ها، و دگرریختی و دگرگونی سنگ‌های مزوزوییک هستند که همگی با فعالیت فاز کوهزایی کیمرین و بازسازی دوبارة پهنه‌های رسوبی و پهنه‌های ساختاری در دشت لوت همخوانی دارند (Tirrul et al., 1983; Zarrinkoub et al., 2012).

بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجیِ اسماعیلی (Esmaili, 2001) روی تودة گرانیتی شاه‌کوه، سن‌هایی نزدیک به ۱۵۰ تا ۱۷۰ میلیون سال پیش را نشان می‌دهد. بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجیِ محمودی و همکاران (Mahmoudi et al., 2010) بر پایۀ زیرکن‌های درون لکوگرانیت‌های خاور مجموعة ده‌سلم سنی نزدیک به ۳/۷±۱۷۱ میلیون سال پیش را نشان داد. زمین‌زمان‌سنجی توده شاه‌کوه نیز سنی نزدیک به ۹/۱±۵/۱۷۳ میلیون سال پیش را نشان داد و گرانیت‌های بخش مرکزی توده نیز سن ۱±۱۶۳ میلیون سال پیش را نشان دادند (Mahmoudi et al., 2010). در این پژوهش تلاش شده است وابستگی گرانیت‌زایی با پی‌سنگ مجموعة دگرگونی ده‌سلم که نشانه‌هایی از دگرگونی درجه بالا دارد بررسی شوند و بر پایة آن، به بررسی روند دگرگونی در این بخش از پوستۀ قاره‌ای ایران پرداخته شود.

روش انجام پژوهش

مجموعه‌ای از نمونه‌های برگزیده به نمایندگی از واحدهای گرانیتوییدی و سنگ‌های میزبان میگماتیتی آنها در کرانۀ خاوری مجموعة ده‌سلم گرد‌آوری شد. برای انجام بررسی‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های آذرین منطقه، شمار ۵ نمونه از سنگ‌های گرانیتی بر پایۀ کمترین دگرسانی و تنوع ترکیب کانی‌شناسی برگزیده شدند و برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای اصلی و کمیاب در آزمایشگاه شرکت مطالعات معدنی زرآزرما به روش XRF و ICP-OES تجزیه شدند. همچنین، از داده‌های محمودی و همکاران (Mahmoudi et al., 2010) بهره گرفته شده است. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی سنگ‌های منطقه در جدول‌های ۱ و ۲ آورده شده‌اند.

جدول ۱. داده‌های تجزیة شیمیایی (به روش XRF) اکسیدهای عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) لکوگرانیت‌های مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم.

Table 1. Chemical data (XRF method) of major elements’ oxides (in wt%) in leucogranites of the Deh-Salm metamorphic igneous complex.

Qz-

Syenite

Monzogranite

Qz-

Monzodiorite

Syenogranite

Rock Type

 

 

 

 

 

 

Symbol

Dy-117

Dy-105

Dy-112

Dy-139

 

Dy-100

Sample No.

61.12

66.82

58.8

68.08

 

66.45

SiO2

17.80

17.41

16.9

16.35

 

16.71

Al2O3

1.85

2.58

6.50

2.31

 

2.34

Fe2O3

1.54

0.75

5.40

0.61

 

0.68

MgO

3.12

2.45

4.7

2.56

 

3.01

CaO

5.10

4.08

3.50

4.27

 

4.75

Na2O

7.19

4.30

2.80

4.46

 

4.42

K2O

0.31

0.33

0.34

0.31

 

0.27

TiO2

0.07

0.04

0.10

0.05

 

0.05

MnO

0.11

0.14

0.22

0.17

 

0.13

P2O5

98.21

98.90

99.21

99.12

 

98.81

SUM

جدول ۲. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی عنصرهای کمیاب (بر پایة ppm) لکوگرانیت‌های مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم.

Table 2. Chemical data (ICP-OES method) of trace elements (in ppm) in leucogranites of the Deh-Salm metamorphic igneous complex.

Dy-139

Dy-117

Dy-112

Dy-105

Dy-100

Sample No.

725

231

402

119

158

Ba

102

114

68

59

58

Rb

319.5

63.4

457.1

83.7

63.6

Sr

40

13

60

15

17

Zr

4.9

1

2.8

2.7

2.7

Nb

28

1

9

1

1

La

56

1

19

2

2

Ce

6.38

0.05

2.11

0.05

0.05

Pr

27.5

3.4

13.6

4.2

4.2

Nd

4.07

0.05

2.15

0.09

0.09

Sm

1.09

0.3

1.02

0.25

0.25

Eu

2.98

0.25

1.84

0.41

0.42

Gd

0.3

0.1

0.27

0.1

0.1

Tb

2.1

0.29

2.11

0.53

0.53

Dy

1.14

0.05

1.71

0.05

0.05

Er

0.12

0.1

0.19

0.1

0.1

Tm

0.5

0.1

1.1

0.3

0.3

Yb

0.1

0.1

0.18

0.1

0.1

Lu

2.3

6.9

0.9

6.2

6.2

Cs

1.16

0.5

0.65

0.5

0.5

Hf

0.81

0.56

0.1

0.27

0.26

Tl

6.7

1.1

11.3

2.7

2.6

Y

23

16

25

15

15

Th

1.9

0.67

0.6

0.7

0.7

U

3.5

0.5

40.6

0.9

0.9

Sc

0.1

0.1

0.2

0.1

0.1

Cd

3.4

0.4

0.7

1.7

1.7

Be

23

34

8

12

12

Pb

34

9

15

6

4

Li

3395

10

5192

10

10

Ti

0.42

0.1

0.1

1.55

1.56

Ta

تجزیه و بررسی‌های سنگ‌نگاری با به‌کارگیری میکروسکوپ نوری گذری و بازتابی برای شناسایی مجموعه‌های کانیایی، بافت‌ها، ویژگی‌های پهنه‌بندی و توالی‌های تبلور در دانشگاه خوارزمی تهران انجام شد. شیمی کانی‌های تورمالین، گارنت، بیوتیت و مسکوویت (جدول‌های 3 و 4) با به‌کارگیری تجزیه و بررسی‌های ریزکاو الکترونی در دانشگاه اسلو کشور نروژ به‌دست آورده شدند و نمودارهای رده‌بندی آنها ترسیم شد.

دانه‌های زیرکن با به‌کارگیری روش‌های استاندارد مایع سنگین و مغناطیسی جدا شدند. تصویربرداری کاتدولومینسانس برای شناسایی ساختارهای درونی، هسته‌های بازمانده و پهنه‌بندی نوسانی ماگمایی انجام شد. سن زیرکن U-Pb با به‌کارگیری TIMS به‌دست آمد و نمودارهای کنکوردیا برای تفسیر سن تبلور و بازمانده تهیه شدند. این داده‌ها (جدول 5) نیز در دانشکدة علوم زمین دانشگاه اسلو در کشور نروژ به‌دست آمده‌اند.

این روش‌های تحلیلی ترکیبی، تفسیر قوی از خاستگاه مذاب، شرایط دگرگونی و زمینة زمین‌پویا را ممکن می‌کنند.

زمین‌شناسی عمومی

منطقة بررسی‌شده در باختر شهرستان نهبندان و شمال‌خاور روستای ده‌سلم میان عرض‌های جغرافیایی '۲۴°۳۱ و '۱۸°۳۱ شمالی و طول‌های جغرافیایی '۴۰°۵۹ تا '۳۴°۵۹ خاوری جای دارد (شکل ۱). کمپلکس ده‌سلم به صورت رشته‌کوهی نه‌چندان مرتفع با روند اصلی شمالی-جنوبی است که در بخش شمالی، به دامنه‌های ارتفاعات تودة گرانیتی شاه‌کوه می‌رسد (Mahmoudi, 2009). مجموعة میگماتیتی و گرانیت‌های یادشده در خاور کمپلکس دگرگونی ده‌سلم جای دارند.

در نقشه‌های ۱:۱۰۰۰۰۰۰ شرکت ملی نفت ایران و ۱:۲۵۰۰۰۰ سازمان زمین‌شناسی و پی‌جویی‌های معدنی کشور در منطقه ده‌سلم، شکستگی‌هایی موازیِ یکدیگر در راستای شمالی-جنوبی دیده می‌شوند که گسل نهبندان نامیده می‌شوند. درازای این گسل نزدیک به ۷۵۰ کیلومتر است و به باور نبوی (Nabavi, 1976)، این گسل در جنوب خمیدگی دارد که این گسل را به‌سوی خاور منحرف کرده است (مرز ایران و پاکستان) و در شمال به سوی باختر گرایش داده است. این گسل در واقع مرز جداکنندة بلوک لوت از پهنة فلیش و آمیزه‌های افیولیتی خاور ایران است. این گسل در کرانۀ شمال‌خاور لوت به‌سوی باختر خمیده است و شاخه خاوری آن تا عرض ۳۴ درجه شمالی نیز کشیده شده است.

جدول ۳. داده‌های تجزیه شیمیایی ریزکاو الکترونی دقیق (EPMA) برای کانی‌های گارنت، بیوتیت و مسکوویت در بخش‌های میگماتیتیِ همراه با توده‌های گرانیت خاور کمپلکس ده‌سلم. مقدارهای کاتیونی (در محاسبات استوکیومتری آهن کل به‌کار برده شده است).

Table 3. Precise chemical analysis (EPMA) of garnet, biotite and muscovite minerals in migmatite sections associated with granite masses east of the Deh-Salm Complex. Cation values (Total iron was used in stoichiometric calculations).

Mineral Type

Garnet

Mineral Type

Tourmaline

SiO2

36.83

37.24

36.84

35.01

34.21

36.46

34.78

37.27

SiO2

34.87

33.87

TiO2

0.03

2.04

3.01

3.05

3.25

3.02

3.33

4.01

TiO2

0.63

0.01

Al2O3

21.07

21.03

20.97

19.45

19.24

20.88

19.63

20.90

Al2O3

35.99

32.15

Cr2O3

0.01

0.03

DL*>

0.12

0.05

0.04

0.06

0.02

Cr2O3

0.04

0.01

FeO

30.84

30.35

30.39

20.43

20.22

30.91

28.14

30.47

FeO

7.98

6.14

MnO

8.69

9.16

8.60

0.30

0.73

9.33

7.23

9.13

MnO

0.04

0.01

MgO

2.12

1.96

2.12

7.58

7.43

1.92

6.37

2.05

MgO

6.61

7.15

CaO

0.30

0.29

0.28

DL>

DL>

0.35

0.03

0.31

CaO

0.10

0.91

Na2O

DL>

DL>

DL>

0.29

0.28

0.01

0.27

0.01

Na2O

1.02

2.30

K2O

DL>

0.02

0.00

0.37

104.00

0.00

0.07

0.00

K2O

8.54

9.02

Total

99.89

102.10

102.20

86.67

189.20

102.90

99.92

104.17

Total

95.82

91.57

Si

3.00

2.98

2.95

3.11

0.94

2.91

2.78

2.94

SiT

5.51

5.65

Ti

0.00

0.12

0.18

0.20

0.07

0.18

0.20

0.24

Al

0.49

0.34

Al

2.02

1.98

1.98

2.04

0.63

1.96

1.85

1.94

B

3.00

3.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

ΣT-site

6.00

5.97

Fe

2.10

2.03

2.03

1.52

0.47

2.06

1.88

2.01

AlY

0.21

0.20

Mn

0.60

0.62

0.58

0.02

0.02

0.63

0.49

0.61

Cr

0.00

0.01

Mg

0.26

0.23

0.25

1.01

0.31

0.23

0.76

0.24

Fe2+

1.06

0.96

Ni

0.02

0.02

0.02

0.00

0.00

0.02

0.00

0.02

Mn

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

0.00

0.03

0.01

0.00

0.02

0.00

Mg

1.56

1.75

Na

0.00

0.00

0.00

0.06

5.56

0.00

0.01

0.00

Ti

0.07

0.03

Mg/Mg+Fe

0.11

0.10

0.11

0.40

0.40

0.10

0.29

0.11

ΣY-site

2.91

2.95

Fe3+

0.02

0.19

0.24

0.61

10.91

0.14

0.20

0.29

XV

0.22

0.36

Fe2+

2.12

2.22

2.28

2.13

10.44

2.21

1.68

2.30

Li*

0.09

0.38

End Member:

              

 

Na

0.89

0.99

Grs

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

K

0.28

0.43

Prp

0.09

0.08

0.08

0.31

0.03

0.08

0.26

0.08

Name

Schorl

Schorl

Alm

0.71

0.72

0.73

0.67

0.93

0.72

0.57

0.73

      

Sps

0.20

0.20

0.19

0.01

0.00

0.21

0.17

0.19

      

* DL: detection limit

جدول ۳. ادامه.

Table 3. Continued.

Mineral Type

Biotite

Muscovite

SiO2

37.38

35.27

35.14

35.08

34.76

46.34

45.69

46.11

36.95

35.71

Al2O3

21.23

19.59

19.38

19.74

18.99

36.74

35.86

35.79

62.67

63.18

TiO2

0.03

3.06

3.63

2.66

4.16

0.66

0.68

0.74

0.02

DL>

Cr2O3

0.00

0.06

0.11

0.01

0.11

0.05

0.04

0.03

DL>

0.04

FeO

30.72

20.07

20.67

19.89

20.72

1.056

0.997

1.063

0.463

0.201

MnO

9.22

0.19

0.19

0.22

0.25

0.01

0.02

0.01

0.03

DL>

MgO

1.93

7.60

7.55

7.55

7.06

0.56

0.46

0.49

0.01

0.03

CaO

0.31

0.05

0.03

0.00

DL>

0.06

DL>

0.01

0.01

0.02

Na2O

0.01

0.31

0.27

0.28

0.47

0.78

0.96

0.94

0.00

0.03

K2O

0.05

9.18

9.18

9.19

9.31

9.56

10.32

10.44

0.02

0.00

Total

100.90

95.29

96.17

94.59

95.75

95.81

95.02

95.63

100.17

99.27

Si

3.31

3.13

3.11

3.13

3.10

3.33

3.33

3.35

2.40

2.34

Al

2.22

2.04

2.02

2.08

1.99

3.11

3.08

3.06

4.79

4.87

Ti

0.00

0.20

0.24

0.18

0.28

0.04

0.00

0.04

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.69

0.01

0.01

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe3+

1.78

1.96

1.98

1.92

2.01

0.89

0.92

0.94

0.00

0.00

Mg

0.26

1.01

0.99

1.00

0.94

0.06

0.05

0.05

0.00

0.00

Ca

0.03

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.05

0.05

0.05

0.08

0.11

0.14

0.13

0.00

0.00

K

0.01

1.04

1.03

1.05

1.06

0.88

0.96

0.97

0.00

0.00

Ba

1.07

0.70

0.72

0.69

0.72

0.03

0.03

0.03

0.01

0.01

tot. cat.

9.37

10.14

10.16

10.12

10.21

8.46

8.51

8.57

7.20

7.22

XMg

0.27

0.99

0.98

0.98

0.98

0.99

0.98

0.99

0.36

1.00

 

جدول ۴. داده‌های تجزیه شیمیایی ریزکاو الکترونی دقیق (EPMA) برای کانی‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار (در محاسبات استوکیومتری آهن کل به‌کار برده شده است).

Table 4. Precise chemical analysis (EPMA) of plagioclase and alkali feldspar minerals (Total iron was used in stoichiometric calculations).

Mineral Type

Plagioclase

Plagioclase

Point No.

1

2

3

4

5

6

7

8

1

2

3

4

5

6

7

SiO2

57.02

48.81

52.19

59.46

58.92

55.02

59.56

59.93

55.93

48.87

54.35

54.63

58.93

57.62

59.52

Al2O3

26.77

30.70

29.71

24.52

24.76

27.61

25.35

24.72

27.40

31.58

28.02

27.22

24.68

25.53

24.92

FeO

0.35

0.21

0.34

0.23

0.17

0.28

0.18

0.18

0.12

0.33

0.31

0.36

0.36

0.27

0.17

CaO

9.58

14.80

13.55

6.68

7.36

10.53

7.49

7.30

10.05

15.24

11.00

10.35

7.41

8.35

7.28

Na2O

6.46

3.26

4.38

7.58

7.50

5.71

7.58

7.59

6.16

3.17

5.42

6.05

7.70

7.21

7.96

K2O

0.31

0.18

0.16

0.63

0.54

0.18

0.53

0.43

0.26

0.08

0.31

0.28

0.49

0.29

0.18

Total

100.50

97.94

100.30

99.10

99.25

99.34

100.70

100.10

99.93

99.28

99.41

98.89

99.58

99.26

100.00

Si

2.55

2.27

2.36

2.67

2.65

2.49

2.64

2.67

2.51

2.24

2.46

2.48

2.64

2.59

2.65

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Mineral Type

Plagioclase

Plagioclase

Point No.

1

2

3

4

5

6

7

8

1

2

3

4

5

6

7

Al

1.41

1.68

1.58

1.30

1.31

1.47

1.32

1.30

1.45

1.71

1.50

1.46

1.30

1.35

1.31

Fe3+

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Ca

0.46

0.74

0.66

0.32

0.35

0.51

0.36

0.35

0.48

0.75

0.53

0.50

0.36

0.40

0.35

Na

0.56

0.29

0.38

0.66

0.65

0.50

0.65

0.66

0.54

0.28

0.48

0.53

0.67

0.63

0.69

K

0.02

0.01

0.01

0.04

0.03

0.01

0.03

0.02

0.02

0.01

0.02

0.02

0.03

0.02

0.01

tot. cat.

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

tot. oxy.

7.96

7.96

7.95

7.97

7.96

7.97

7.96

7.98

7.96

7.95

7.96

7.93

7.94

7.94

7.95

An

44.28

70.78

62.54

31.60

34.13

49.93

34.29

33.89

46.71

72.30

51.93

47.85

33.79

38.38

33.25

Ab

1.41

1.68

1.58

1.30

1.31

1.47

1.32

1.30

1.45

1.71

1.50

1.46

1.30

1.35

1.31

Or

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Mineral Type

Alkali feldspar

Alkali feldspar

Point No.

1

2

3

4

5

6

1

2

3

4

5

SiO2

68.43

67.39

68.18

68.58

66.59

68.09

66.50

78.68

67.56

68.03

66.53

Al2O3

19.76

19.68

19.26

19.12

19.40

19.69

19.33

13.11

19.71

19.25

19.84

FeO

0.18

0.00

0.14

0.00

0.02

0.17

0.23

0.06

0.12

0.07

0.10

MgO

0.02

0.01

0.00

0.02

0.00

0.03

0.00

0.07

0.00

0.01

0.04

CaO

0.41

0.41

0.50

0.31

0.71

0.57

0.76

0.39

0.56

0.73

0.88

Na2O

11.35

11.09

11.45

11.76

11.07

11.32

11.13

8.09

11.46

11.57

10.88

K2O

0.52

0.47

0.10

0.19

0.40

0.46

0.20

0.15

0.19

0.12

0.52

total

100.70

99.06

99.63

99.97

98.20

100.33

98.15

100.60

99.60

99.77

98.78

Si

2.65

2.98

2.99

3.00

2.97

2.97

2.97

3.56

2.97

2.98

2.95

Al

1.31

1.03

1.00

0.98

1.02

1.01

1.02

0.70

1.02

0.99

1.04

Fe3+

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.35

0.02

0.02

0.02

0.03

0.03

0.04

0.02

0.03

0.03

0.04

Na

0.69

0.95

0.98

1.00

0.96

0.96

0.96

0.71

0.98

0.98

0.94

K

0.01

0.03

0.01

0.01

0.02

0.03

0.01

0.01

0.01

0.01

0.03

tot. cat.

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

tot. oxy.

7.95

8.00

8.00

7.98

7.99

7.98

7.99

8.55

7.98

7.98

7.99

An

33.25

1.96

2.32

1.43

3.36

2.65

3.60

2.59

2.61

3.35

4.15

Ab

65.78

95.37

97.12

97.56

94.39

94.82

95.30

96.20

96.34

96.02

92.94

Or

0.97

2.67

0.56

1.01

2.26

2.53

1.10

1.21

1.05

0.63

2.91

جدول 5. داده‌های تجزیه شیمیایی ایزوتوپی ایزوتوپ‌های اورانیوم، توریم و سرب در نمونه‌های گرانیتوییدی خاور ده‌سلم.

Table 5. U–Pb and Th–Pb isotopic chemical analysis data for the granitoid samples from the eastern Deh-Salm complex.

U

Th/U2

Pbc3

206Pb/

207Pb/

206Pb/

207Pb/

206Pb/

207Pb/

207Pb/

 

 

 

 204Pb4

  235U5

  238U5

 206Pb5

 238U5

 235U5

 206Pb5

[ppm]

 

[pg]

 

 

 

 

[age in Ma]

[age in Ma]

 

1517

0.34

1.9

2175

0.3562

0.043213

0.05979

272.7

309.4

955.0

2521

0.16

4.2

1000

0.1783

0.025978

0.04978

165.3

166.6

957.6

1577

0.30

3.8

698

0.1775

0.026002

0.04951

165.5

165.9

172

1757

0.26

0.8

3451

0.1784

0.026163

0.04946

166.5

166.7

170

1648

0.25

1.0

2724

0.1758

0.025834

0.04936

164.4

164.4

164.8

3379

0.23

2.7

2025

0.1754

0.025686

0.04953

163.5

164.1

172.9

1311

0.24

0.9

2164

0.1688

0.024772

0.04944

157.7

158.4

168.6

1414

0.25

3.3

682

0.1680

0.024571

0.04960

156.5

157.7

176

624

30.37

8.6

606

0.1752

0.025779

0.04929

164.1

163.9

162

1000

18.27

7.7

1054

0.1721

0.025360

0.04923

161.4

161.3

158.7

1181

28.38

13.5

1423

0.1742

0.025557

0.04943

162.7

163.0

168.1

267

28.10

67.0

56.1

0.1641

0.025103

0.0474

159.8

154.3

 

سنگ‌های آذرین این مجموعه دربردارندۀ تودة گرانیت شاه‌کوه هستند که در شمال منطقه جای دارند. این توده یک گرانیت بیوتیت‌دار است و با ریخت‌شناسی کاملاً مرتفع از سنگ‌های پیرامون شناخته می‌شود. در بخش درونی مجموعة دگرگونی ده‌سلم و موازی با روندهای اصلی جهت‌یافتگی دگرگونی ده‌سلم توده‌های گرانیتی دیده می‌شود. ریخت‌شناسی این توده‌ها ارتفاع بیشتری نسبت به سنگ‌های پیرامون دارد. نمونه‌ها در برخی بخش‌ها بافت میلونیتی دارند و در مقاطع میکروسکوپی بافت گنیسی از خود نشان می‌دهند. این توده‌ها گاه بسیار هوازده و دگرریخت هستند. بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجی انجام‌شده نشان می‌دهد واپسین فعالیت‌های ماگمایی در ارتباط با سنگ‌های گرانیتی در بازۀ زمانی کوتاهی از ۱۶۳ تا ۱۶۶ میلیون سال پیش روی داده است و دگرگونی همزمان با فعالیت‌های ماگماتیسم منطقه را به‌دنبال داشته است (Mahmoudi, 2009).

سومین واحد آذرین در مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم گرانیت‌های خاور و جنوب‌خاور این منطقه هستند. بیشتر این توده‌ها دگرسان شده‌اند و ریخت‌شناسی کمابیش همواری در برابر زمین‌های پیرامون خود دارند. کانی‌های اصلی سازندة آنها کوارتز و آلکالی‌فلدسپار هستند و میکای سفید به صورت کانی فرعی دیده می‌شود.

گرانیت‌های خاور ده‌سلم

ریخت‌شناسی رخنمون‌های توده‌های آذرین خاور مجموعة ده‌سلم بر خلاف تودة اصلی شاه‌کوه و توده‌های گرانیتی درون مجموعة ده‌سلم، کمابیش هموار و ملایم است و بیشتر به‌صورت تپه‌ماهورهای هوازده دیده می‌شود تا جایی‌که در نخستین گزارش‌ها (Stöcklin et al., 1972) به نام واحدهای گنایسی خاور مجموعة اصلی و بخشی از سنگ‌های دگرگونی مجموعة ده‌سلم گزارش شده‌اند. در بخش‌هایی از کرانۀ خاوری کمپلکس دگرگونی رخنمون‌هایی از سنگ‌های میگماتیتی دیده می‌شوند که در مقاطع میکروسکوپی و رخنمون‌های صحرایی نشانه‌هایی از ذوب‌بخشی سنگ دگرگونی درجه بالا در آنها دیده می‌شود (شکل 2-A) که تأثیر دگرگونی دما-فشار بالا در این سنگ‌ها را گوشزد می‌کند. این ویژگی وجود فازهای دگرگونی دما و فشار بالا در کرانۀ خاوری لوت را محتمل کرده است. روابط چینه‌شناسی نشان می‌دهد بخش‌های یادشده در پایین‌ترین بخش از مجموعة دگرگونی جای دارند (شکل 2-B).

شکل ۱. نقشة زمین‌شناسی بخشی از مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم (برگرفته از محمودی (Mahmoudi, 2009)).

Figure 1. Geological map of part of the Deh-Salm igneous-metamorphic complex (After Mahmoudi, 2009).

بحث

بررسی‌های سنگ‌نگاری در توده‌های آذرین خاور مجموعة دگرگونی ده‌سلم نشان می‌دهد در رده‌بندی سنگ‌نگاری اشتریکایزن، این سنگ‌ها کوارتزمونزونیت، کوارتزسینیت و سینوگرانیت هستند. به‌طور کلی، بافت‌های تمام‌بلورین در این سنگ‌ها غالب هستند و در برخی نمونه‌ها بافت‌های پگماتیتی، میکروگرافیک نیز به‌صورت اندک و پهنه‌ای دیده می‌شوند. کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپارها هستند و تورمالین فراوان‌ترین کانی فرعی آنها به‌شمار می‌رود.

کوارتزمونزودیوریت‌ها در مقاطع میکروسکوپی دارای ۵۵ تا ۶۰ درصدحجمی پلاژیوکلاز، ۱۰ تا ۱۵ درصدحجمی کوارتز و ۲۵ تا ۳۰ درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار است. همچنین، کانی‌های فرعی دربردارندۀ بیوتیت، مسکوویت فراوان و آمفیبول از گونة هورنبلند سبز دیده می‌شود. خاموشی موجی در بلورهای کوارتز و شکستگی در بلورهای گوناگون به‌ویژه پلاژیوکلاز به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 3-A).

کوارتزسینیت‌ها در مقاطع میکروسکوپی ۱۵ تا ۲۰ درصدحجمی پلاژیوکلاز، ۱۰ تا ۱۵ درصدحجمی کوارتز و ۶۰ تا ۶۵ درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار دارند و بافت گرانولار و تمام‌بلورین و در بخش‌هایی بافت پگماتیتی نشان می‌دهند که در آنها بلورهای مسکوویت، کیانیت، تورمالین و گارنت نیز به‌عنوان کانی فرعی کمابیش فراوان دیده می‌شود (شکل 3-B).

شکل ۲. A) میگماتیت‌های خاور مجموعة ده‌سلم با نوارهای تیره ملانوسم و نوارهای روشن لوکوسم؛ B) میگماتیت‌های منطقه ده‌سلم با ساختار چشمی به‌صورت بادامک‌های روشن از کانی‌های پیش‌گداز.

Figure 2. A) Migmatites of the eastern of the Deh-Salm complex, showing dark melanosome bands and light leucosome bands; B) Migmatites of the Deh-Salm region with an augen structure characterized by light-colored lenses of prograde minerals.

مونزوگرانیت‌ها در مقاطع میکروسکوپی ۳۰ تا ۳۵ درصدحجمی پلاژیوکلاز، ۲۵ تا ۳۰ درصدحجمی کوارتز و ۳۵ تا ۴۰ درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار دارند و بافت گرانولار و تمام‌بلورین گاهی پگماتیتی به‌همراه بافت‌های فرعی گرافیک و پرتیتی نشان می‌دهند. همچنین، کانی‌های بیوتیت، مسکوویت و تورمالین با برجستگی متوسط به رنگ قهوه‌ای، آبی و بنفش از کانی‌های فرعی آنها هستند. اندازة بلورهای تورمالین ۵/۰ تا ۵ سانتیمتر از دیگر بلورها بزرگ‌تر است و پهنه‌بندی شیمیایی به‌خوبی در آنها دیده می‌شود (شکل 3-C).

سینوگرانیت‌ها در مقاطع میکروسکوپی ۱۵ تا ۲۰ درصدحجمی پلاژیوکلاز، ۲۵ تا ۳۰ درصدحجمی کوارتز و ۴۵ تا ۵۰ درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار دارند و بافت گرانولار و تمام‌بلورین نشان می‌دهند. بلورهای فلدسپار به‌صورت میکروگرافیک و پرتیتی دیده می‌شوند. همچنین، کانی‌های فرعی دربردارندۀ بیوتیت، پیروکسن با برجستگی بالا نسبت به بلورهای همجوار است. آلکالی‌فلدسپار کمابیش هوازده است و شکستگی فراوانی دارد. این گروه بلورهای تورمالین و میکا دارند و بلورهای پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک و شکل‌دار با پهنه‌بندی شیمیایی نیز دیده می‌شوند (شکل 3-D).

همان‌گونه‌که گفته شد نمونه‌هایی از سنگ میگماتیت در کرانۀ خاوری با بافت استروماتیک دیده می‌شوند. این سنگ‌ها ساختاری نواری‌شکل دارند و شواهد ذوب‌بخشی دربردارندۀ پاراژنز سیلیمانیت-کوارتز بدون بیوتیت در بخش پالئوسوم و فلدسپار و کوارتز در بخش لوکوسوم و همچنین، بیوتیت‌های غنی از آهن در بخش ملانوسوم را در خود نگه داشته‌اند. این نمونه‌ها به‌طور کلی مرز بالای دگرگونی را نمایش می‌دهند و بر پایۀ بررسی‌های صحرایی، در بخش زیرین مجموعة دگرگونی جای دارند و همچنین، وابستگی نزدیکی با گرانیت‌های خاور مجموعه نشان می‌دهند (شکل‌های 3-E و 3-F).

زمین‌شیمی

بر پایة داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ کل در نمودارهای هارکر (Harker, 1909)، احتمالاً دو گروه سنگی در خاور ده‌سلم وجود دارد. در هر دو گروه، گسترۀ سنگی سینوگرانیت تا گرانیت مونزونیتی دیده می‌شود. گروه نخست دربردارندۀ مجموعه سنگی است که نسبت به گروه دوم کانی‌های مافیک کمتر و کانی‌های فلسیک بیشتری دارد؛ هرچند سنگ‌نگاریِ هر دو گروه همانند هم است.

شکل ۳. تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های گرانیتی خاور مجموعة دگرگونی ده‌سلم. ؛ A) بافت تمام‌بلورین و بیوتیت‌های بی‌شکل در کوارتز مونزودیوریت؛ B) بافت تمام‌بلورین با میان‏‌بار در بلورهای فلدسپار در کوارتزسینیت؛ C) سینوگرانیت: بافت تمام‌بلورین در سنگ، همچنین، شکل‌داربودن کانی‌های بیوتیت در زمینة آلکالی‌فلدسپار؛ D) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک؛ E و F) شواهد ذوب‌بخشی با بافت استروماتیک از کانی‌های تیره و کانی‌های روشن دست‌یافت از بخش لوکوسم در خاور مجموعة ده‌سلم. کوته‌نوشت‌ها نام کانی‌ها بر پایۀ وار (Warr, 2021).

Figure 3. Photomicrographs of granitic rocks from the eastern Deh-Salm metamorphic complex. A) Holocrystalline texture with anhedral biotite grains in quartz monzodiorite (XPL); B) Holocrystalline texture with mineral inclusions within feldspar crystals in quartz syenite (XPL); C) Syenogranite displaying holocrystalline texture and subhedral biotite crystals embedded in an alkali feldspar groundmass (XPL); D) Plagioclase phenocrysts exhibiting polysynthetic twinning (XPL); E and F) Evidence of partial melting with stromatic structure displaying dark (melanosome) and light (leucosome) minerals from the leucosome domain in the eastern Deh-Salm complex (XPL). Mineral abbreviations are from Warr (2021).

در نمودار TAS (نمودار درصدوزنی SiO₂در برابر درصدوزنی مجموع آلکالی‌ها) که جدایش دو سری ماگمایی آلکالن و ساب‌آلکالن روی آن نمایش داده شده است (شکل 4-A)، همة نمونه‌های گرانیتی در گسترۀ ساب‌آلکالن جای می‌گیرند. بر پایۀ نمودار AFM، همة نمونه‌ها سرشت زمین‌شیمیایی کالک‌آلکالن دارند (شکل 4-B). بر پایة نمودار A/NK در برابر A/CNK، نمونه‌ها سرشت پرآلومین نشان می‌دهند که احتمالاً گویای مشارکت فرایندهای ذوب پوسته‌ای در پیدایش آنهاست (شکل 4-C). در نمودار K2O در برابر SiO₂ ، نمونه‌ها در گسترۀ سری کالک‌آلکالن با محتوای پتاسیم بالا و یک نمونه در سری شوشونیتی جای می‌گیرند (شکل 4-D).

شکل ۴. A) نمودار دوتایی SiO2 در برابر K2O+Na2O (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Shand, 1943). D) نمودار درصدوزنی SiO₂ در برابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976).

Figure 4. A) SiO2 versus K2O + Na2O binary diagram (Irvine and Baragar, 1971); B) AFM ternary plot (Irvine and Baragar, 1971); C) A/NK versus A/CNK Shand's index diagram (Shand, 1943); D) K2O (wt.%) versus SiO2 classification diagram (Peccerillo and Taylor, 1976).

ترکیب عنصرهای اصلی و فرعی سنگ‌های آذرین درونیِ خاور ده‌سلم نشان می‌دهد این گرانیتوییدها در گروه گرانیت‌های A جای ندارند و به‌صورت قطعی در گروه I یا S هستند. بر پایۀ نمودار (Zr+Ce+Nb+Y) در برابر FeO/MgO این گروه از گرانیتوییدها را می‌توان به دو دسته گرانیت‌های فلسیک جدایش‌یافته (FG) و گروه گرانیت‌های جدایش‌نیافته (OGT) دسته‌بندی کرد (شکل 5-A). همچنین، این نمونه‌ها روندهای بر پایۀ Rb در برابر Th (شکل 5-B) و همچنین، نسبت SiO₂ در برابر P₂O₅ (شکل 5-C) روندهای نزدیک به گروه‌های گرانیتی دستة S از خود نشان می‌دهند (Burnham and Berry, 2017). همچنین، نسبت کل عنصرهای REE+Y در برابر P نیز تعلق این گروه به گرانیت‌های S-type را نشان می‌دهد.

شکل ۵. زمین‌شیمی سنگ کل، نمونه‌های گرانیتوییدی خاور مجموعة ده‌سلم در نمودارهای تمایز گونه‌های ژنتیکی گرانیتوییدها. A) نمودار Zr+Nb+Ce+Y در برابر FeOT/MgO (FG: گرانیت‌های جدایش‌یافته؛ OGT: گرانیت‌های جدایش‌نیافته) (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار Rb در برابر Th (Chappell and White, 1992)؛ C) نمودار Zr در برابر P₂O₅ (Whalen et al., 1987)؛ D) نمودار P در برابر REE+Y (Burnham and Berry, 2017).

Figure 5. Whole-rock geochemistry of the granitoid samples from the eastern Deh-Salm complex plotted on genetic discrimination diagrams. A) Zr+Nb+Ce+Y versus FeOT/MgO diagram (FG: Fractionated granites; OGT: unfractionated granites) (Whalen et al., 1987); B) Rb versus Th (Chappell and White, 1992); C) Zr versus P₂O₅ diagram (Whalen et al., 1987); D) P versus REE+Y diagram (Burnham and Berry, 2017).

شیمی کانی‌ها

در توده‌های لکوگرانیتی کرانۀ خاوری کمپلکس، افزون بر بیوتیت، مسکوویت و گارنت، بلورهای تورمالین با پهنه‌بندی (شکل‌های 6-C و 6-D). امروزه ترکیب شیمیایی کانی‌های اصلی (مانند پلاژیوکلاز) و کانی‌های فرعی (مانند بیوتیت، مسکوویت، گارنت و تورمالین) کاربردهای ویژه‌ای در بررسی‌های سنگ‌زایی گرانیت‌های کوهزایی پیدا کرده‌اند. از داده‌های عنصرهای اصلی و کمیاب این کانی‌ها می‌توان اطلاعات ارزشمندی دربارۀ سرگذشت ماگما و محیط زمین‏‌ساختی به‌دست آورد.

تورمالین از کانی‌های فرومنیزین رایج در سنگ‌های گرانیتی پرآلومین مانند گرانیت‌های لوکوکراتیک، ارتوگنایس‌ها و پگماتیت‌های گرانیتی و سینوگرانیت‌ها است که ترکیب شیمیایی آن گویای ویژگی‌های فیزیکی و شیمیایی ماگمای مادر است (Bénard et al., 1985; Tabbakh Shabani et al., 2013). این کانی می‌تواند به‌صورت یک کانی ماگمایی (Manning, 1982; London and Manning, 1995) و یا یک کانی تأخیری در مرحلة گذر از شرایط ماگمایی به گرمابی متبلور شده باشد (London, 1999).

برای بررسی این کانی‌ها که شرایط سنگ‌زایی ماگمای گرانیتی در آنها ثبت شده است، دو بلور تورمالین و یک بلور گارنت به‌همراه بیوتیت و مسکوویت مجاور و سه بلور پلاژیوکلاز تجزیة شیمیایی نقطه‌ای دقیق (EPMA) شدند (جدول ۴).

بر این پایه، ترکیب سازنده‌های پایانی برای تورمالین ۸۵/۰ تورمالین شورل و کمتر از ۱۳/۰ تورمالین دراویت است (شکل‌های 7-A، 7-B و 7-D) (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999). این گروه از تورمالین‌ها در سنگ‌های دگرگونی درجه پایین تا متوسط دیده می‌شوند. در توده‌های بررسی‌شده، تورمالین‌ها ویژگی‌های میکروسکوپی و زمین‌شیمیایی همانندِ گروه‌های متبلورشده از سیال‌های پدیدآمده از ذوب متاپلیت‌ها را نشان می‌دهند (شکل 7-A) (Henry and Guidotti, 1985).

بلورهای گارنت نیز از دیگر کانی‌های کمابیش کمیاب در سنگ‌های آذرین و گرانیت‌ها هستند که به‌علت دمای ذوب کمابیش بالا و پایداری بسیار می‌توانند به‌صورت بلورهای بازمانده از سنگ‌های کهن‌تر و یا به‌صورت بیگانه‌سنگ با ترکیب و خاستگاه متغیری در زمینة سنگ آذرین دیده شوند. بر پایۀ نسبت عنصرهای اصلی Mn، Fe، Mg گارنت‌های موجود در این توده‌ها در گسترۀ گارنت‌های آذرین و با خاستگاه احتمالی ذوب رسوبی جای دارند (شکل‌های 7-B و 7-D) (Miller and Stoddard, 1981; Du Bray, 1988; Dahlquist et al., 2007). بررسی‌های انجام‌شده در مناطق همانند نشان می‌دهد گارنت‌های غنی از آلماندین-اسپسارتین در واقع از ماگمای گرانیتی غنی از آلومینیم و منگنز در فشارهای مابیش کم متبلور می‌شوند. اسپسارتین معمولاً در گرانیت‌های گونة S یافت می‌شود (Green, 1977; Abbott, 1981; Allan and Clarke, 1981; Stone, 1988; Dahlquist et al., 2007).

گرانیت‌های گارنت‌دار بیشتر در کمربندهای کوهزایی گسترش دارند و بیشترشان از ذوب‌بخشی سنگ‌های پلیتی در پهنه‌های دگرگونی ناحیه‌ای پیشرونده پدید می‌آیند. بلورهای بیوتیت و مسکوویت اولیه در سنگ پدیدآمده از تبلور مواد مذاب برخاسته از رسوبات پلیتی دیده می‌شوند. با توجه به فراوانی و تنوع رخداد، این کانی‌ها گویای خاستگاه گرانیتی تهی از عنصرهای آهن و منیزیم با خاستگاه متاپلیتی و متاپسامیتی هم‌زیست با یک فاز اشباع از آلومینیم هستند (شکل 7-C). مقایسة ترکیب شیمیایی بلورهای بیوتیت در گرانیت‌های خاور ده‌سلم با مناطق همانند نیز گویای خاستگاه ذوب رسوبات پلیتی برای سنگ‌های بررسی‌شده است (شکل 7-E) (Lee et al., 2003).

جایگاه زمین‏‌ساختی لکوگرانیت‌های کمپلکس ده‌سلم

یکی از بهترین روش‌ها برای بررسی جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیت‌ها، به‌ویژه نمونه‌هایی که دچار دگرسانی شده‌اند، به‌کارگیری عنصرهای کمیاب است؛ زیرا این عنصرها نسبت به فرایندهای ثانویه مانند هوازدگی و دگرسانی حساسیت کمی دارند.

 

A

Grt

B

Tur

C

Pl

D

Pl

Tur

Qz

Bt

Afs

Bt

Grt

Qz

شکل ۶. A) بلورهای تورمالین با میان‏‌بار‌های گارنت و کوارتز؛ B) پهنه‌بندی نامنظم در بلورهای تورمالین با پهنه‌بندی واضح که با خط‌چین سرخ‌رنگ نمایش داده شده است، (برونزدهای گرانیتی در کمپلکس ده‌سلم)؛ C) بلورهای پلاژیوکلاز با پهنه‌بندی؛ D) کرانۀ واکنشی و ناپایدار بلورهای پلاژیوکلاز (نمونة DS-129). کوته‌نوشت‌ نام کانی‌ها بر پایة وار (Warr, 2021).

Figure 6. A) Tourmaline crystals containing garnet and quartz inclusions; B) Irregularly zoned tourmaline crystals with distinct zoning boundaries highlighted by the red dashed line (granitic outcrops within the Deh-Salm complex); C) Zoned plagioclase crystals; D) Unstable and reactive margins of a plagioclase crystal (sample DS-129). Mineral abbreviations are form Warr (2021).

شکل ۷. خاستگاه بلورهای گارنت، تورمالین و بیوتیت موجود در گرانیتوییدهای خاور کمپلکس آذرین-دگرگونی ده‌سلم. A) نمودار رده‌بندی خاستگاه تورمالین‌ها (Henry and Guidotti, 1985)؛ B) ترکیب شیمیایی تورمالین در نمودار Mg/(Fe+Mg) در برابر (Xvacancy/Xvacancy+Na) (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999)؛ C) رده‌بندی گارنت‌های آذرین-دگرگونی در نمودار سه‌تایی Mg-Mn-Fe (Miller and Stoddard, 198; Du Bray, 19881; Dahlquist et al., 2007)؛ D) نمودار XMg در برابر Ca برای ارزیابی خاستگاه تورمالین‌ها (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999)؛ E) نمودار (Na₂O+K₂O)/(FeOt+MgO+TiO₂) در برابر (Na₂O+K₂O+FeOt)/(MgO+TiO₂) بر پایۀ فرمول ساختاری بیوتیت (Lee et al., 2003).

Figure 7. Provenance and petrogenetic origin of garnet, tourmaline, and biotite crystals from the granitoids in the eastern Deh-Salm igneous-metamorphic complex. A) Tourmaline compositional discrimination diagram (Henry and Guidotti, 1985); B) Tourmaline chemical compositions plotted on the (Mg/Mg+Fe) versus (Xvacancy/Xvacancy+Na) (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999); C) Classification of igneous and metamorphic garnets on the Mg-Mn-Fe ternary diagram (Dahlquist et al., 2007; Du Bray, 1988; Miller and Stoddard, 1981); D) XMg versus Ca diagram for evaluating the provenance of tourmalines (Henry and Dutrow, 1992; Hawthorne and Henry, 1999); E) (Na₂O+K₂O)/(FeOt+MgO+TiO₂) versus (Na₂O+K₂O+FeOt)/(MgO+TiO₂) discrimination diagram based on the composition of biotite (Lee et al., 2003).

شکل ۷. ادامه.

Figure 7. Continued.

پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) با تحلیل گستردة داده‌های زمین‌شیمیاییِ گرانیت‌ها در محیط‌های زمین‏‌ساختی شناخته‌شده، نمودارهای لگاریتمی عنصرهای کمیاب را برای تمایز محیط‌های گوناگون زمین‏‌ساختی پیشنهاد کردند و گرانیت‌ها را به شش گروه زمین‌شیمیایی اصلی دسته‌بندی کردند.

بر این پایه، در نمودار Y در برابر Nb (شکل 8-A) گرانیت‌های منطقه در گسترۀ Syn-COLG+VAG جای گرفته‌اند. در نمودار (Y+Nb)در برابر Rb نیز چهار گروه گرانیتِ ORG، VAG، WPG و Syn-COLG از یکدیگر شناخته می‌شوند. در این نمودار، بیشتر نمونه‌ها در گسترۀ گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) و گرانیت‌های همزمان با برخورد (Syn-COLG) جای می‌گیرند (شکل 8-B). در نمودارهای پیشنهادی هاریس و همکاران (Harris et al., 1986) که بر پایۀ Hf-Rb-Ta رسم شده است، نمونه‌های Dy-100 و Dy-105 در گسترۀ گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای و پس از برخورد، نمونه‌های Dy-112 و Dy-117 در گسترۀ گرانیت‌های کمان آتشفشانی و نمونة Dy-139 در گسترۀ گرانیت‌های کمان آتشفشانی و همزمان با برخورد جای می‌گیرند (شکل ۹).

شکل ۸. نمودارهای تمایز محیط‌های زمین‏‌ساختی جایگیری توده‌های گرانیتی (Pearce et al., 1984)؛ A) نمودار Y در برابر Nb؛ B) نمودار Y+Nb در برابر Rb.

Figure 8. Tectonic setting discrimination diagrams for the emplacement of granitic intrusions (Pearce et al., 1984). A) Y versus Nb diagram; B) (Y+Nb) versus Rb diagram.

با توجه به بررسی‌های میکروسکوپی و کانی‌شناسی همچنین، نمودارهای شکل‌های ۸ و ۹، گرانیت‌های خاور ده‌سلم را می‌توان به دو گروه باز کرد: گروه نخست با بیوتیت کمتر و ترکیب سینیتی تا مونزونیتی، و گروه دوم دارای مسکوویت و بیوتیت بیشتر با ترکیب سنگ‌نگاری سینوگرانیتی تا مونزوگرانیتی.

شکل ۹. رده‌بندی گرانیت‌های خاور مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم در نمودارهای سه‌تایی هاریس و همکاران (Harris et al., 1986).

Figure 9. Classification of granites in th east of Deh-Salm igneous-metamorphic complex using the ternary discrimination diagram of Harris et al. (Harris et al., 1986).

تحلیل داده‌های زمین‌زمان‌سنجی و خاستگاه سنگ ‌مادر گرانیت‌های خاور ده‌سلم

داده‌های زمین‌زمان‌سنجی U-Pb زیرکن (جدول 5) نشان می‌دهد توده‌های گرانیتی خاور کمپلکس ده‌سلم در بازۀ زمانی ۱۶۶–۱۶۳ میلیون سال پیش (ژوراسیک میانی-پسین، معادل باتونین-کالووین) جایگزین شده‌اند (شکل ۱۰). این بازه زمانی با فاز اصلی دگرگونی ناحیه‌ای کمپلکس ده‌سلم همخوانی کامل دارد (Mahmoudi et al., 2010) و همخوانی زمانی نزدیکی با فعالیت‌های ماگماتیسم توده اصلی شاه‌کوه نشان می‌دهد (Esmaili, 2001).

بررسی‌های جدایش کانی‌های سنگین نشان می‌دهد که این گرانیت‌ها دارای دو جمعیت جدا از بلورهای زیرکن هستند (شکل ۱۱):

۱. جمعیت نخست (ماگمایی جوان): بلورهای زیرکن با سن‌های هماهنگ ۱۶۳–۱۶۶ میلیون سال پیش که معرف زمان تبلور ماگمای گرانیتی همزمان با دگرگونی ناحیه‌ای هستند.

۲. جمعیت دوم (موروثی/دگرخاست): بلورهای زیرکن با سن‌های کهن‌تر (به‌ویژه سن‌های نزدیک به ۹۵۵–۹۵۷ میلیون سال پیش در نمونه‌های DM-1 و DM-2) که ویژگی‌های شیمیایی و ریخت‌شناختی گوناگونی با زیرکن‌های ماگمایی دارند.

همان‌گونه که در بخش‌های کانی‌شناسی گفته شد، این گرانیت‌ها دو گروه میکا (بیوتیت و مسکوویت)، گارنت و تورمالین به‌عنوان کانی‌های فرعی دارند. این مجموعه کانی‌شناسی، همراه با داده‌های زمین‌شیمی سنگ‌کل و شیمی کانی‌ها، همة ویژگی‌های گرانیت‌های با خاستگاه ذوب رسوبات پلیتی را نشان می‌دهد (Chappell and White, 1992; Henry and Guidotti, 1985). حضور زیرکن‌های بازمانده پرکامبرین (نزدیک به ۹۵۰ میلیون سال پیش) نشان‌ می‌دهد سنگ ‌مادر رسوبی این گرانیت‌ها، بخشی از پی‌سنگ کهن شمال گندوانا بوده است. ازاین‌رو، سن نزدیک به ۹۵۰ میلیون سال پیش نشان‌دهندۀ سن خاستگاه رسوبی است، نه سن تبلور گرانیت‌ها. رخداد ذوب‌بخشی در بخش‌هایی از مجموعة دگرگونی که دما و فشار مناسبی داشته‌اند، در مرحلة ژوراسیک میانی-پسین (نزدیک به ۱۶۵ میلیون سال پیش) محتمل به‌نظر می‌رسد. به گفتة دیگر، می‌توان گفت مجموعة دگرگونی ده‌سلم دست‌کم در بخشی از تاریخچة دگرگونی‌های خود، شرایط پیدایش گرانیت‌های با خاستگاه رسوبی در پی ذوب‌بخشی پی‌سنگ کهن را داشته است.

شکل ۱۰. نمودار زمین‌زمان‌سنجی گرانیت‌های خاور مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم (Mahmoudi et al., 2010).

Figure 10. Geochronology of granites in th east of Deh-Salm igneous-metamorphic complex (Mahmoudi et al., 2010).

شکل ۱۱. نمودار ناهماهنگی سن بلورهای زیرکن بازمانده گرانیت‌ها در کمپلکس دگرگونی ده‌سلم.

Figure 11. Age discordance diagram of inherited zircon crystals in the granites of Deh-Salm igneous-metamorphic complex.

تفکیک دو گروه گرانیتی بر پایۀ محیط زمین‏‌ساختی

بر پایۀ داده‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی (جدول‌های ۱ تا ۴ و شکل‌های ۳ تا ۷)، گرانیت‌های خاور ده‌سلم در دو گروه شناسایی می‌شوند (جدول 6).

در نمودارهای شناسایی محیط زمین‏‌ساختی در شکل‌های ۸-A، ۸-B و ۹، گرانیت‌های گروه I (بیوتیت‌دار) درون گسترۀ گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) و گروه II (دارای مسکوویت و بیوتیت) در نزدیک و یا درون گسترة گرانیت‌های همزمان با برخورد (Syn-COLG) جای می‌گیرند. این تفکیک گویای دگرگونی یک سامانة فرورانش-برخورد است:

نخستماگماتیسم کمان آتشفشانی در پی فرورانش پوستۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر بلوک لوت (گروه I) روی داده است و سپس با پیشرفت فرورانش و برخورد پایانی، ذوب‌بخشی پوستۀ قاره‌ای کلفت‌شده و پیدایش گرانیت‌های همزمان با برخورد (گروه II) رخ داده است.

جدول 6. مقایسه دو گروه گرانیت‌هایِ خاور مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم.

Table 6. Comparison of the two granite groups from the eastern Deh-Salm igneous-metamorphic complex.

Feature

Group I

Group II

Petrographic composition

Quartz monzodiorite to quartz syenite

Monzogranite to syenogranite

Biotite content

5–8 vol%

2–4 vol%

Muscovite

Rare or absent

3–6 vol%

Position on the diagram

VAG field

Syn-COLG field

برداشت

بررسی مجموعة آذرین-دگرگونی ده‌سلم در بخش‌های خاور و جنوب‌خاوری به شناسایی توده‌های گرانیتی با ترکیب کوارتزمونزودیوریت، کوارتزسینیت، مونزوگرانیت و سینوگرانیت انجامیده است. بررسی‌های زمین‌زمان‌سنجی و زمین‌شیمیایی انجام‌شده در این منطقه، شواهد معتبری از رخداد درجات بالای دگرگونی و ذوب‌بخشی پوسته‌ای ارائه می‌دهد. بخش‌هایی از مجموعه که شرایط کانی‌شناسی مناسبی داشته‌اند، میگماتیتی شده‌اند و شواهد خوبی از ذوب‌بخشی را نمایش می‌دهند.

گرانیت‌های بررسی‌شده در خاور مجموعة دگرگونی ده‌سلم ویژگی‌های کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی گرانیت‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی رسوبات پلیتی (S-Type) را نشان می‌دهند. سن تبلور این گرانیت‌ها نزدیک به ۱۶۳–۱۶۶ میلیون سال پیش (ژوراسیک میانی-پسین) است و همزمان با فاز اصلی دگرگونی ناحیه‌ای در کمپلکس ده‌سلم بوده‌اند.

حضور زیرکن‌های بازمانده با سن نزدیک به ۹۵۰ میلیون سال پیش (پرکامبرین پایانی) نشان‌ می‌دهد سنگ ‌مادر این گرانیت‌ها رسوبات پدیدآمده از فرسایش پی‌سنگ پرکامبرین شمال گندوانا بوده است.

بر پایۀ شواهد سنگ‌نگاری، زمین‌شیمیایی و جایگاه زمین‏‌ساختی، این گرانیت‌ها در دو گروه دسته‌بندی می‌شوند:

گروه I: کوارتزمونزودیوریت تا کوارتزسینیت با بیوتیت فراوان که در محیط کمان آتشفشانی (VAG) جایگیری کرده‌اند؛

گروه II: مونزوگرانیت تا سینوگرانیت با مسکوویت و بیوتیت که در محیط همزمان با برخورد (Syn-COLG) جایگزین شده‌اند.

این تفکیک گویای دگرگونی یک سامانة فرورانش-برخورد در کرانۀ خاوری بلوک لوت در ژوراسیک میانی-پسین است. این بخش از پوستۀ قاره‌ای که همکنون بخشی از بلوک لوت است، شواهدی از کهن‌ترین پی‌سنگ در خاور ایران را در خود حفظ کرده و رویدادهای کوهزایی و ذوب‌بخشی وابسته به کرانۀ شمالی گندوانا را ثبت کرده است.

[1] rework

مراجع

Abbott, R.N. (1981) AFM liquidus projections for granitic magmas, with special reference to hornblende, biotite and garnet. Canadian Mineralogist, 19, 103–110. https://www.researchgate.net/publication/280556270_AFM_liquidus_projections_for_granitic_magmas_with_special_reference_to_hornblende_biotite_and_garnet
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran, Publications of the Geological and Mineral Exploration Organization of the Country. https://www.researchgate.net/publication/292808705_Geology_of_Iran_Tehran_Iran
Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: New data and interpretations. Tectonophysics, 229, 211–238. https://doi.org/10.1016/0040-1951(94)90030-2
Allan, B.D., and Clarke, D.B. (1981) Occurrence and origin of garnets in the South Mountain batholith, Nova Scotia. Canadian Mineralogist, 19, 19–24. https://doi.org/0.1093/petrology/egp038
Avigad, D., and Gvirtzman, Z. (2009) Late Neoproterozoic rise and fall of the northern Arabian–Nubian Shield: the role of lithospheric mantle delamination and subsequent thermal subsidence. Tectonophysics, 77, 217–228. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2009.04.018
Bénard, F., Moutou, P., and Pichavant, M. (1985) Phase relations of tourmaline leucogranites and the significance of tourmaline in silicic magmas. The Journal of Geology, 93, 271–291. https://doi.org/10.1086/628952
Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210–265. https://doi.org/10.1139/e81-019
Burnham, A.D., and Berry, A.J. (2017) Formation of Hadean granites by melting of igneous crust: Na-ture Geoscience, 10, 457–461, https://doi.org/10.1038/ngeo2942
Chappell, B.W., and White, A.J.R. (1992) I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Geological Society of America, Special Paper, 272, 1–26. https://doi.org/10.1130/SPE272-p1
Collins, A.S., and Pisarevsky, S.A. (2005) Amalgamating eastern Gondwana: the evolution of thecircum-Indian orogens. Earth-Science Reviews, 71, 229–270. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2005.02.004
Dahlquist, J.A., Galindo, C., Pankhurst, R.J., Rapela, C.W., Alasino, P.H., Saavedra, J., and Fanning, C.M. (2007) Magmatic evolution of the Penon Rosado granite: petrogenesis of garnet- bearing granitoids. Lithos, 95, 177–207. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2006.07.010
Du bray, E.A. (1988) Garnet compositions and their use as indicators of p eraluminous granitoid petrogenesis – southeastern Arabian Shield. Contributions to Mineralogy and Petrology, 100, 205–212. https://doi.org/10.1007/BF00373586
Esmaili, D. (2001) Petrological study of the Deh-Salm granite massif, PhD thesis, Tarbiat Modares University.
Gadas, P. Novák, M., Škoda, R., Losos, Z., Buriánek, D., Houzar, S., Hrazdil, V., Sejkora, J., and Čopjaková, R. (2014) Field trip guidebook: international symposium. Czech Republic. https://doi.org/10.13140/RG.2.1.5010.0326
Genna, A., Nehilg, P., Le Goff، E., Guerrot, C., and Shanti, M. (2002) Proterozoic tectonism of the Arabian Shield. Precambrian Research, 117, 21–40. https://doi.org/10.1016/S0301-9268(02)00061-X
Green, T.H. (1977) Garnet in silicic liquids and its possible use as a P-T indicator. Contributions to Mineralogy and Petrology, 65, 59-67.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rock metamorphic rock, MC Graw-Hill, New York. P 78. https://doi.org/10.1017/CBO9780511920424
Harris, N.B.W., Pearce J.A., and Tindle A.G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Coward M.P. and Reis A.C, (eds.), Collision tectonics. Spec. Publ. Geological Society, 19, 67-81. https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1986.019.01.04
Hawthorne, F.C., and Henry, D.J. (1999) Classification of the minerals of the tourmaline group.European Journal of Mineralogy. https://doi.org/11.201-215.10.1127/ejm/11/2/0201
Henry, D.J., and Guidotti, C.V. (1985) Tourmaline as a petrogenetic indicator mineral: an examplefrom the staurolite grademetapelites of NW-Marine. American Mineralogist, 70, 1-15. https://ntrs.nasa.gov/citations/19850053969
Henry, D.J., and Dutrow, B.L. (1992) Tourmaline in a low grade clastic metasedimentary rock: an example of the petrogenetic potential of tourmaline. Contributions to Mineralogy and Petrology, 112, 203–218 https://doi.org/10.1007/BF00310455
Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A. (1971) A guide to the classification of the common volcanic rocks, Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 235-458. https://doi.org/10.1139/e71-055
Johnson, P.R., Andresen, A., Collins, A.S., Fowler, A.R., Fritz, H., Ghebreab, W., Kusky, T.M., and Stern, R.J. (2011) Late Cryogenian–Ediacaran history of the Arabian–Nubian Shield: A review of depositional, plutonic, structural and tectonic events in the closing stages of the northern East African Orogen. Journal of African Earth Sciences, 61, 167–232. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2011.07.003
Johnson, P.R., and Woldehaimanot, B. (2003) Development of the Arabian–Nubian Shield: perspectives on accretion and deformation in the northern East African Orogen and the assembly of Gondwana. In: Yoshida، M.، Windley، B.F.، Dasgupta، S. (Eds), Proterozoic East Gondwana: Super Continent Assembly and Break-up. Geological Society of London Special Publication, 206. https://doi.org/10.1144/gsl.sp.2003.206.01.15
Kamal, A., Wilde, S.A., Stern, R.J., Moghazi, A.M., and Ameen, S.M.M. (2013) Hf isotopic composition of single zircons from Neoproterozoic arc volcanics and post-collision granites، Eastern Desert of Egypt. Implications for crustal growth and recycling in the Arabian–Nubian Shield. Precambrian Research. http://dx.doi.org/10.1016/j
Kröner, A., Greiling, R.O., Reischmann، T., Hussein, I.M., Stern, R.J., Durr, S., Kruger, J., and Zimmer, M. (1987) Pan African crustal evolution in northeast Africa. In: Kroner، A. (Ed.), Proterozoic Lithospheric Evolution. American Geophysical Union, Washington, DC, pp 69–94. https://doi.org/10.18814/epiiugs/1980/v3i2/001
Lee, S.Y., Barnes, C.G., Howard, K.A., Frost, C.D., and Snoke, A.W. (2003) Petrogenesis of Mesozoic peraluminous granites in the Lamoille Canyon area, Ruby Mountains, Nevada, USA; Journal of Petrology, 44, 713–732. https://doi.org/10.1093/petrology/44.4.713
London, D. (1999) Stability of tourmaline in peraluminous granite systems: the boron cycle from anatexis to hydrothermal aureole. European Journal Mineralogy, 11, 253–262. https://doi.org/10.1127/ejm/11/2/0253
London, D., and Manning, D.A.C. (1995) Chemical Variation and Significance of Tourmaline from Southwest England. Economic Geology, 90, 495–519. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.90.3.495
Mahmoudi, S. (2009) Metamorphic petrogenesis and geological evolution trends of the Deh-Salm metamorphic complex in eastern Iran, Ph.D. thesis, Tarbiat Moallem University of Tehran.
Mahmoudi, S., Masoudi, F., Corfu, F., and Mehrabi, B. (2010) Magmatic and metamorphic history of the Dehsalm metamorphic Complex, Eastern Lut block, (Eastern Iran), from U-Pb geochronology. International Journal of Earth Sciences (Geol Rundsch), 99, 1153-1165. https://doi.org/10.1007/s00531-009-0465-x
Manning, D.A.C. (1982) Chemical and morphological variation in tourmalines from the Hub Kapong batholith of peninsular Thailand. Mineralogical Magazine, 45, 139–147. https://doi.org/10.1180/minmag.1982.045.337.16
Mazhari, S.A., Pang, K.N., Klötzli, U., and Liu, H. (2024) Age, clinopyroxene geochemistry and petrogenesis of post-collisional magmatic rocks in the Jonob-e-Sechangi area, Lut block, eastern Iran. Lithos, 468-469(1), 107493. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2024.107493
Miller, C.F., and Stoddard, E.F. (1981) The role of manganese in the paragenesis of magmatic garnet: an example from the Old Woman Piute Range, California. The Journal of Geology, 89, 233–246. https://www.jstor.org/stable/30078288
Nabavi, M.H. (1976) Introduction to the Geology of Iran - Geological Organization Publications.
Pearce, J.A., Harrris N.B.W., and Tindle A.G. (1984) Trace element discrimination diagram for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956-983. https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
Peccerillo, R., and Taylor S.R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81. http://dx.doi.org/10.1007/BF00384745
Reyer, D., and Mohaffez S. A. (1972) First contribution of the NIOC-ERAP agreements to the Knowledge of Iranian geology. Edition Technips paris, 58 p. https://searchworks.stanford.edu/view/882439
Shafaii Moghadam, H., Khademi, M., Hu, Z., Stern, R.J., Santos, J.F., and Yuanbao, W. (2013) Cadomian (Ediacaran–Cambrian) arc magmatism in the ChahJam–Biarjmand metamorphic complex (Iran): Magmatism along the northern active margin of Gondwana. Gondwana Research, GR-01177, 14 p. https://doi.org/10.1016/j.gr.2013.10.014
Shand, M.Z. (1943) Eruptive Rock. 2nd ed. Wiley, New York.
Stern, R.J. (1994a) Arc assembly and continental collision in the Neoproterozoic East African Orogen: implications for the consolidation of Gondwanaland. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 22, 319–351. https://doi.org/10.1146/ANNUREV.EA.22.050194.001535
Stern, R.J. (1994b) Neoproterozoic (900–550 Ma) Arc Assembly and continental collision in the East African Orogen. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 22, 319–351. http://dx.doi.org/10.1146/annurev.ea.22.050194.001535
Stern, R.J., and Johnson, P. (2010) Continental lithosphere of the Arabian Plate: a geologic, petrologic, and geophysical synthesis. Earth Science Reviews, 101, 29–67. https//dot.org/10.1016/j.earscirev.2010.01.002
Stöcklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran: A review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52, 1229–1258.
Stöcklin, Y., Eftekharnejad, J., and Houshmandzadeh, A. (1972) Preliminary geological study of the Central Lut, Eastern Iran. Geology and Mineral Exploration Organization of the Country, (Report No. 22).
Stone, M. (1988) The significance of almandine garnets in the Lundy and Dartmoor granites. Mineralogical Magazine, 52, 651–658. https://doi.org/10.1180/minmag.1988.052.368.09
Tabbakh Shabani, A.A., Zarei Sahamieh, R., and Keshavarz1, Z. (2013) Composition of Tourmalines from Hajiabad and Dehgah area, SE Boroujerd. Journal of Geopersia, 3 (2), PP. 21-33. https://doi.org/10.22059/jgeope.2013.36012
Tirrul, R., Bell, I.R., Griffis, R.J., and Camp, V.E. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin, 94, 134–150. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1983)94<134:TSSZOE>2.0.CO;2
Whalen, J.B., Currie, K.L., and Chappell, B.W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis, Contributions to Mineralogy and Petrology, 95, 407–419, https://doi.org/10.1007/BF00402202, 1987
Warr, L.N. (2021) IMA-CNMNC approved aineral symbols. Mineralogical Magazine, 85(3), 291-320. https://doi.org/10.1180/mgm.2021.43
Zarrinkoub, M.H., Santos, J.F., Farrokhnia, A.R., Khademi-Shamami, M., and Castro, A. (2012) Zircon U–Pb geochronology and geochemistry of granitoids from the eastern Lut Block (Iran): Evidence for Neoproterozoic basement beneath eastern Iran. Precambrian Research, 216–219, 34–47. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2012.08.007 
پترولوژی
دوره 17، شماره 3 - شماره پیاپی 67
پترولوژی، سال هفدهم، پیاپی 67، شماره سوم، 1405
مهر 1405
صفحه 57-82

فایل ها

سابقه مقاله

  • تاریخ دریافت: 02 اسفند 1404
  • تاریخ بازنگری: 26 خرداد 1405
  • تاریخ پذیرش: 27 خرداد 1405

هم رسانی

ارجاع به این مقاله

آمار