سنگ‎شناسی و زمین‎شیمی توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه، خاور معدن سنگ‌آهن سنگان خواف (جنوب‌خاوری مشهد)

مظهری, نازی; ملکزاده شفارودی, آزاده; قادری, مجید

doi:10.22108/ijp.2017.21542

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,686
تعداد مقالات	13,791
تعداد مشاهده مقاله	32,431,048
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,803,575

سنگ‎شناسی و زمین‎شیمی توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه، خاور معدن سنگ‌آهن سنگان خواف (جنوب‌خاوری مشهد)

پترولوژی

مقاله 9، دوره 8، شماره 29، خرداد 1396، صفحه 135-152 اصل مقاله (7.54 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.21542

نویسندگان

نازی مظهری¹؛ آزاده ملکزاده شفارودی^* ¹؛ مجید قادری²

¹گروه زمین‎شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

²گروه زمین‎شناسی اقتصادی، دانشگاه ‌تربیت مدرس، تهران، ایران

چکیده

منطقه‌های اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه از آنومالی‌های خاوری مجموعه معدن سنگان خواف در استان خراسان‌رضوی، به‌شمار می‌روند. در این منطقه، توده‌های نفوذی به سن ترسیری هستند و ترکیب بیوتیت مونزونیت پورفیری و بیوتیت‌ سینوگرانیت دارند. با توجه به دگرسانی شدید در توده بیوتیت مونزونیت پورفیری، بررسی‎های زمین‎شیمیایی بر روی توده بیوتیت‌ سینوگرانیت متمرکز شده ‌است. این توده پرآلومینوس، پتاسیم متوسط تا بالا و منیزیمی بوده و جایگاه زمین‌ساختی آن پس از کوهزایی است. فراوانی REE نشان‌دهنده آنومالی منفی Eu، غنی‌شدگی ملایم از LREE، الگوی مثبت تا نزدیک به هموارِ HREE، آنومالی منفی Ba، Sr، La، Ce و Ti و مقدارهای فراوانِ Ga (ppm 124 - 16) در هر دو نوع گرانیت‌های پرآلکالن نوع A و گرانیت‌های جدایش‌یافته نوع I است. برپایه مقادیر اکسید‌های اصلی و نسبت SiO₂ در برابر FeOt/MgO، نمونه‎ها از گرانیت‌های نوع I هستند. تغییرات عناصر فرعی و کمیاب در همه نمونه‎ها نشان‌دهنده جدایش بلورین پلاژیوکلاز، بیوتیت، آلکالی‌فلدسپار و کانی‎های فرعی از یک ماگمای گرانیتی نوع I و تهی از P است. افزایش در عناصر HFSE، به‌ویژه Ga و Nb، نیز در پی جدایش این گرانیت‌ها روی داده است. مقایسه این توده‌ها با توده‌های برمانی و سرخر در جنوب‌خاور سنگان نشان می‌دهد که الگوی تغییرات عناصر اصلی، فرعی و خاکی کمیاب آنها همانند یکدیگر و مانند گرانیت‌های نوع I جدایش‌یافته است. این سنگ‌ها می‌توانند در پی درجه‌های گوناگون ذوب‌بخشی سنگ‌مادر آندزیت-داسیتی و یا در پی فرایندهای دو مرحله‌ای از ذوب دوباره سنگ‎های حدواسط پدید آیند.

کلیدواژه‌ها

گرانیت‌های A و I؛ مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه؛ معدن سنگان

اصل مقاله

مجموعه معدن‌های سنگ‌آهن سنگان خواف در استان خراسان رضوی، 300 کیلومتری جنوب‌خاوری مشهد و 40 کیلومتری جنوب‌خاوری خواف جای دارند. Karimpour (2004) و Karimpour و همکاران (2006) معدن سنگ‌آهن سنگان را بخشی از پهنه‌ آتشفشانی-نفوذی خواف-کاشمر-بردسکن برشمرده‌اند (شکل 1). این پهنه‌، خاستگاه کانی‌سازی تیپ اکسید‌آهن است (Karimpour and Malekzadeh Shafaroudi, 2006).

این معدن مهم و ارزشمند اسکارن آهن، در طول‌های جغرافیایی ´45°60 تا ´24°60 و عرض‌های جغرافیایی ´33°34 تا ´26°34 جای دارد و بزرگ‌ترین معدن آهن باختر آسیا با گنجایش بیش از هزار میلیون تن و عیار آهن 54 درصد به‌شمار می‌رود ( (Golmohammadi et al., 2015.

شکل 1- پهنه‌ ولکانیک- پلوتونیک خواف- کاشمر- بردسکن، گسل درونه و جایگاه معدن سنگان (جنوب‌خاوری مشهد‌، شمال‌خاوری ایران)

مجموعه کانسار‌های سنگ‌آهن سنگان در محدوده‌ای مستطیل‌شکل به‌درازای 26 کیلومتر و پهنای 8 کیلومتر از باختر به خاور جای دارد (شکل 2). این مجموعه به سه ناحیه خاوری، مرکزی و باختری پهنه‌بندی شده و هر ناحیه شامل چندین کانسار است. در ناحیه باختری، 5 کانسار به نام‌های A، A'، B، C شمالی و C جنوبی، در ناحیه مرکزی، دو کانسار مهم به‌ نام‌های دردوی و باغک و در بخش خاوری نیز 6 آنومالی رخنمون‌دار سنجدک 1، سنجدک 2، سنجدک 3، معدن‌جو، سم‌آهنی و فرزنه (شمالی، باختری و جنوبی) به‌چشم می‌خورد. ناحیه مرکزی و باختری معدن از بخش‌های اصلی و مهم معدن به‌شمار می‌روند.

بررسی‎های گسترده‌ای‌ بر روی کانسارهای گوناگون این ناحیه از دیدگاه کانی‎شناسی اسکارن، زمین‎شیمی کانی‌سازی‌های مگنتیت و اسکارن، زمین‎شیمی سنگ خاستگاه، سنگ‎شناسی و سن‌سنجی توده‌های نفوذی انجام شده است (Karimpour, 1991; Karimpour, 2004; Karimpour et al., 2006; Karimpour and Malekzadeh Shafaroudi, 2008; Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2014; Golmohammadi et al., 2015). آنومالی‌های بخش خاوری، مراحل اکتشاف مقدماتی را می‌گذرانند و داده‌های بسیار اندکی از زمین‎شناسی، سنگ‎شناسی و کانه‌زایی آنها در دست است.

شکل 2- جایگاه کانسارهای سه‌گانه معدن سنگان (بخش‌های باختری، مرکزی و خاوری) و منطقه‌های اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (خراسان رضوی)

در این پژوهش، سنگ‎نگاری و زمین‎شیمی توده‏‌های نفوذی محدوده‌های اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (شمالی و باختری) که از آنومالی‌های خاوری معدن سنگ‌آهن سنگان هستند، بررسی می‌شوند. این دو آنومالی در 40 کیلومتری جنوب تایباد و در 15 کیلومتری جنوب‌خاوری کرات و 2 کیلومتری جنوب‌باختری روستای فرزنه‌، میان طول‌های جغرافیایی ´´30´36°60 تا ´´45´33°60 و عرض‌های جغرافیایی ´29°34 تا ´21°34 جای گرفته‌اند (شکل 2). هدف این پژوهش، تهیه نقشه زمین‎شناسی برای تفکیک و شناسایی توده‌های نفوذی و زمین‎شیمی و پیدایش آنها و ‌در پایان، مقایسه آن با توده‌های نفوذی دیگر در خاور و باختر این محدوده ‎و بخش اصلی معدن سنگان است. بررسی‎های سنگ‎شناسی و سنگ‌زایی توده‌های نفوذی، از اهداف مهم در شناخت جایگاه زمین‌ساختیِ ماگما (تکتونوماگمایی) است. ازاین‌رو، در این پژوهش، سنگ‎شناسی، زمین‎شیمی و همچنین‌، جایگاه جایگاه زمین‌ساختی توده‌های نفوذی پهنه‌ ولکانیک- پلوتونیک خواف- کاشمر- بردسکن بررسی می‌شوند.

روش انجام پژوهش

برای دستیابی به اهداف این بررسی، نمونه‌برداری از سنگ‎های آذرین و توده‌های نفوذی در گستره‌ای به بزرگی 13 کیلومتر مربع انجام و 150 نمونه برداشت شد. در پایان 100 مقطع نازک آماده و بررسی‎های سنگ‎نگاری، کانی‎شناسی و سنگ‎شناسی آنها در آزمایشگاه زمین‎شناسی اقتصادی دانشگاه فردوسی مشهد انجام شد. پس از بررسی مقاطع نازک، نقشه‌ زمین‎شناسی با به‌کارگیری یافته‌های به‌دست آمده از بررسی مقاطع و داده‌های صحرایی رسم شد. برای بررسی زمین‎شیمیایی عناصر اصلی و فرعی، از میان نمونه‎های توده ‌نفوذی، 11 نمونه‌ که دارای کمترین دگرسانی و هوازدگی بودند، برای تجزیه XRF به آزمایشگاه سازمان زمین‎شناسی و اکتشافات معدنی کشور در تهران فرستاده شدند. این مرکز دارای دستگاه XRF مدل S4 Explorer (ساخت شرکت Bruker آلمان) است. همان نمونه‎ها برای تجزیه ICP-MS با روش ذوب قلیایی و شناسایی مقادیر عناصر فرعی و کمیاب به آزمایشگاه S.G.S. سوییس فرستاده شدند.

زمین‎شناسی

معدن سنگ‌آهن سنگان خواف در پهنه‌ خواف- کاشمر- بردسکن جای دارد. این پهنه بیشتر از سنگ‎های آتشفشانی اسیدی تا حد واسط و گاه مافیک با سن ترسیری ساخته شده است. این سنگ‎ها ترکی داسیتی و آندزیتی دارند و توده‌های گرانیتوییدی با ترکیبی از گرانیت، گرانودیوریت و دیوریت در آنها نفوذ کرده‌اند (Karimpour, 2004; Karimpour et al., 2006). پهنه ولکانیک- پلوتونیک خواف- کاشمر- بردسکن با گسترش خاوری- باختری و خمیدگی به‌‌سوی شمال، در شمال گسل درونه (گسل بزرگ کویر) جای دارد. چنانچه از یک‌سو، تا افغانستان و از سوی دیگر، بیارجمند در نظر گرفته شود، این پهنه دارای درازایی بیش از ٣۵٠ کیلومتر و پهنایی از ١۵ تا ٨٠ کیلومتر است (شکل 1).

در این بررسی، منطقه‌های اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه بررسی می‌شوند. این دو منطقه در خاور مجموعه معادن سنگان و در نزدیکی روستاهای رهنه و فرزنه (از توابع تایباد) جای دارند. کهن‌ترین سازندهای این مناطق، شیل‌ها و ماسه‌سنگ‎های رسوبی ژوراسیک هستند (شکل 3). سنگ‎های آهکی بلورین و گاه سنگ‎های دولومیتی تیره‌رنگ از واحدهای کربناته کرتاسه هستند که در جا‌هایی که شرایط زمین‎شناسی و زمین‌ساختی فراهم بوده است به اسکارن تبدیل شده‎اند (شکل 3). در این سنگ‌ها کانی‌زایی اکسید‌آهن دیده می‌شود. ورود سیالات گرمابی در سنگ‎های کربناتی میزبان، تبلور دوباره سنگ‎های کربناتی، تبدیل آنها به مرمر و دولومیت، پیدایش کانی‎های اسکارن و کانه‌زایی آهن به‎صورت دیرزاد را در پی داشته‌ است. در پی ماگماتیسم ترسیری سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی در این منطقه رخنمون پیدا کرده‌اند.

شکل 3- نقشه زمین‎شناسی، دگرسانی و کانه‌زایی در محدوده مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (جنوب‌خاوری مشهد، خراسان رضوی)

برونزد کوچکی از توف‌های سبز رنگ ائوسن در باختر نقشه دیده می‌شود. توده‌ نفوذی بیوتیت‌مونزونیت پورفیری با رنگ خاکستری (در صحرا) در باختر منطقه دیده می‌شود. این توده دارای دگرسانی و هوازدگی شدیدی بوده، بلورهای کشیده و سیاه بیوتیت در زمینه روشن خودنمایی می‌کنند. به نظر می‌رسد که این توده‌ از اسکارن کهن‌تر باشد و دگرسانی گسترده در این توده پیامد محلول‌هایی باشد که سنگ‎های کربناته منطقه را‎ دچار اسکارن‌زایی کرده‌اند. توده بیوتیت‌‌سینوگرانیت به رنگ صورتی کمرنگ (در صحرا) و با گستردگی بیشتر در شمال و شمال‌خاوری نقشه دیده می‌شود (شکل 3). بلورهای درشت پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار و بافت دانه‌درشت در نمونه دستی و ریخت‌شناسی (morphology) کمابیش ملایم در منطقه از ویژگی‌های این توده است. مرز توده یادشده با واحدهای کربناتی و اسکارنی به‎صورت گسله است. می‌توان گفت که این توده از توده بیوتیت‌مونزونیت پورفیری، دگرسانی و هوازدگی کمتری دارد.

سنگ‎نگاری توده‌های نفوذی

بیوتیت مونزونیت پورفیری: بافت این توده پورفیری با زمینه دانه‌ریز است. نزدیک به 40 تا 45 درصد حجمی درشت‌بلور دارد. آلکالی‌فلدسپار با اندازه 1 تا 6/3 میلی‌متر و به میزان 15 تا 18 درصد حجمی، پلاژیوکلاز (الیگوکلاز، آلبیت) با اندازه 5/0 تا 2 میلی‌متر و به میزان 15 تا 18 درصد حجمی، کوارتز (2 تا 3 درصد حجمی) و بیوتیت‌های 2/0 تا 1 میلی‌متری به میزان 3 تا 6 درصد حجمی از درشت‌بلورهای این سنگ‌ها هستند (شکل 4- A).

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از توده‌های نفوذی در مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (جنوب‌خاوری مشهد). A) توده بیوتیت‌مونزونیت پورفیری که به‌شدت دچار دگرسانی کربناتی و سیلیسی شده ‌است؛ B) توده بیوتیت‌سینوگرانیت که بافت هیپ‌ایدیومورف گرانولار و پرتیت در آن دیده می‌شود (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است: Bt: بیوتیت؛ Or: آلکالی‌فلدسپار؛ Qz: کوارتز)

زمینه سنگ از آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و کانی‎های کدر (مگنتیت)، فرعی و ثانویه و همچنین، رگچه‌های اکسید آهن ساخته شده است. به میزان 3 تا 5 درصد حجمی کانی‎های فرعیِ زیرکن و اسفن و همچنین، کانی‎های کدر در زمینه سنگ دیده می‌شود. عملکرد سیال‌های گرمابی، دگرسانی ارتوکلاز و پلاژیوکلاز به کانی‎های رسی (10 درصد) و همچنین، دگرسانی گسترده کربناتی و سیلیسی (60 درصد) را در پی داشته است.

بیوتیت سینوگرانیت: بافت این توده، هیپ‌ایدیومورف گرانولار، پرتیتی و گاه گرافیک است. کانی‎شناسی آن شامل آلکالی‌فلدسپار با اندازه 5/1 میلی‌متر تا 2 سانتی‌متر به میزان 50 تا 55 درصد حجمی، پلاژیوکلاز (الیگوکلاز، آلبیت) به میزان 5 تا 12 درصد و با اندازه 1 میلی‌متر تا 5/1 سانتی‌متر، کوارتز با اندازه 2/0 تا 5/0 میلی‌متر و به میزان 20 تا 25 درصد حجمی و بیوتیت‌های 5/0 تا 1 میلی‌متری به میزان 5 تا 8 درصد حجمی است (شکل 4- B). گاه بلورهای هورنبلند که مقدار آنها به یک درصد حجمی می‌رسد، با اندازه 5/0 تا 8/0 میلی‌متر نیز دیده می‌شوند. کانی‎های فرعی زیرکن، اسفن، آپاتیت، مگنتیت و همچنین، کانی‎های کدر و فرعی تا 5 درصد حجمی در زمینه سنگ دیده می‌شود. عملکرد سیال‌های گرمابی، دگرسانی ارتوکلاز و پلاژیوکلاز به کانی‎های رسی (10 درصد) و پیدایش کلسیت و کوارتز را در پی داشته‌ است. در پی دگرسانی ارتوکلاز و پلاژیوکلاز، توده‌های نفوذی دچار دگرسانی بسیار ضعیف سریسیتی، آرژیلیکی، و به مقدار کمتر، سیلیسی و کربناته (در مجموع کمتر از 5 درصد) شده‌اند.

زمین‎شیمی توده‌های نفوذی

به‌علت دگرسانی شدید توده بیوتیت‌مونزونیت پورفیری، انجام تجزیه زمین‎شیمیایی آن امکان‌پذیر نبود؛ ازاین‌رو، تنها توده بیوتیت‌سینوگرانیت تجزیه شیمیایی شد که البته گستردگی بیشتری را نیز در منطقه دارد. در ادامه به بررسی داده‌های به‌دست آمده پرداخته می‌شود:

زمین‎شیمی اکسیدهای اصلی: مقدار SiO₂ از 4/66 تا 1/79 درصد وزنی است (جدول 1). در نمودار Middlemost (1985)، جایگاه نمونه‎ها در محدوده گرانیت و گرانودیوریت است (شکل 5- A). مقدار K₂O از 6/1 تا 2/5 درصد وزنی، مقدار Na₂O از 5/2 تا 3/4 درصد وزنی و نسبت K₂O/Na₂O از 37/0 تا 12/2 هستند. در نمودار Peccerillo و Taylor (1976)، نمونه‎ها سرشت کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا نشان می‌دهند (شکل 5- B). اختلاف مقدار پتاسیم در دو نمونه می‏‌تواند پیامد جانشینی عنصر سدیم به‌جای پتاسیم در ساختار کانی‎هایی مانند آلکالی‌فلدسپار باشد. برپایه نسبت مولی Al₂O₃/Na₂O+K₂O و Al₂O₃/CaO+Na₂O+K₂O در نمودار Shand (1943)، نمونه‎ها پرآلومینوس هستند و بیشتر آنها دارای A/CNK کمتر یا مساوی 1/1 هستند (شکل 5- C). برپایه رده‌بندی Chappell و White (2001)، گرانیتوییدهای نوع I دارای A/CNK کمتر از 1/1 و گرانیتوییدهای نوع S دارای A/CNK بیش از 1/1 هستند (شکل 5- C). همچنین، در نمودار Frost و همکاران (2001)، نمونه‎های توده نفوذی سرشت منیزیمی (شکل 6- A) و کلسیک تا آلکالی‌کلسیک دارند (شکل 6- B).

زمین‎شیمی عناصر فرعی و خاکی نادر: ضریب توزیع عناصر میان کانی و ماگما، مهم‌ترین عامل تغییرات ترکیب ماگمای پدیدآمده و همچنین، جدایش بلوری در هنگام تبلور است. ضریب توزیع عناصر میان کانی و ماگما به عوامل فراوانی، مانند نوع کانی، تغییرات ترکیب کانی و شرایط ذوب (مانند: فشار، میزان آب، فوگاسیته اکسیژن- CO) بستگی دارد. بسیاری از عناصری که ضریب توزیع کمتر از یک دارند (Lu، Y، و Yb در کانی گارنت) با ذوب‌بخشی کم وارد ماگما می‌شوند؛ اما مقدار اندکی از عناصری که دارای ضریب توزیع بیشتر از یک هستند (مانند: La و Ce در کانی گارنت) با ذوب‌بخشی کم وارد ماگما می‌شوند.

جدول 1- داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) و عنصرهای کمیاب و خاکی نادر (برپایه ppm) برای توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (جنوب‌خاوری مشهد).

Sample code	S4-31	S4-30	S4-29	S4-20	S4-45	S4-39	F-128	F-111	F-35	F-136	F-23
Rock type	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite	Biotite syenogranite
Latitude	34°29'41"N	34°29'42"N	34°29'41"N	34°29'36"N	34°29'37"N	34°29'37"N	34°30'4"N	34°30'22"N	34°30'35"N	34°30'23"N	34°30'30"N
Longitude	60°34'3"E	60°34'2"E	60°34'1"E	60°33'47"E	60°34'12"E	60°34'5"E	60°34'35"E	60°34'42"E	60°35'36"E	60°34'30"E	60°35'23"E
Sample No.	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11
SiO₂	72.3	75.4	72.4	79.1	74.3	71.9	74.0	71.0	71.5	66.4	67.3
TiO₂	0.4	0.3	0.3	0.2	0.3	0.5	0.3	0.5	0.4	0.9	0.8
Al₂O₃	13.7	12.3	14.1	11.5	13.2	13.5	13.7	13.8	13.7	15.3	15.9
FeOt	2.1	2.0	2.0	0.8	2.0	2.7	2.1	3.1	2.5	5.1	4.4
MnO	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1
MgO	0.5	0.4	0.4	0.1	0.5	0.6	0.6	0.8	0.7	1.5	1.1
CaO	2.1	1.0	1.9	0.5	1.5	2.0	1.6	2.4	1.9	3.5	3.3
Na₂O	2.8	2.5	2.8	2.9	2.6	2.6	3.0	2.8	3.0	4.3	3.4
K₂O	4.5	5.2	5.0	4.7	4.8	5.0	4.0	4.4	4.0	1.6	2.2
P₂O₅	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.2	0.2	0.2	0.2	0.5	0.3
LOI	1.3	0.6	0.8	0.3	0.5	0.9	0.5	0.9	2.0	0.7	1.0
Total	99.9	99.8	99.8	99.9	99.9	99.8	99.9	99.9	99.9	99.8	99.7
Ba	729	578	583	185	632	695	791	969	804	351	989
Rb	168	196	186	303	237	213	155	151	136	98.7	120
Sr	272	195	268	44.7	236	282	319	348	359	353	492
Nb	34.7	29.1	23.8	15	28	36.1	45.7	60	52.6	69.9	44.1
Ni	7	7	7	6	6	7	8	9	9	10	12
Co	4.6	4.4	3.1	1.5	5.1	2	4.6	7.1	4.3	17.9	11.1
Zn	15	6	7	5	13	7	12	21	19	21	9
Cr	112	115	116	178	105	102	68	83	90	62	62
La	59.4	71.7	67.6	54.1	87	80.6	76.3	76.2	63.7	59.1	58
Ce	116	111	96.3	71.9	110	126	143	175	151	153	121
Pr	10.8	9.62	8.16	5.15	9.37	11.2	14.2	18.2	15.5	17.7	12.6
Nd	34.7	29.1	23.8	15	28	36.1	45.7	60	52.6	69.9	44.1
Sm	5.1	4.1	3.8	1.9	4.6	5.9	6.9	9.1	8	14.2	6.9
Eu	1.23	0.84	0.94	0.19	0.94	1.27	1.11	1.76	1.83	1.8	2
Gd	4.57	3.96	3.33	1.83	4.25	5.24	6.59	8.09	7.02	12	6.12
Tb	0.57	0.44	0.45	0.35	0.66	0.83	0.73	1.09	0.96	1.83	0.82
Dy	3.22	2.63	2.5	1.43	2.99	4.18	4.15	5.89	4.72	11.7	4.19
Ho	0.56	0.36	0.55	0.29	0.57	0.8	0.77	1.02	0.9	2.38	0.68
Yb	1.5	1.6	2.3	1.9	2.2	3.2	2.2	3	2.9	7	2
Lu	0.4	0.3	0.44	0.35	0.35	0.48	0.34	0.54	0.49	1	0.36
Y	17.8	13.5	19.5	14.1	23.2	29.7	22.9	30.4	28.9	65.9	21.5
Cs	2.6	3.6	1.9	3.1	2.8	2.9	4.8	2.3	1.8	2.7	5.5
Ta	1.2	1	1.5	2.6	1.3	1.9	1.3	2	2	2.6	0.9
Hf	5	4	6	4	6	8	5	7	7	7	7
Ga	18	16	20	16	17	20	17	18	18	23	24
Pb	37	32	29	7	25	27	34	31	21	10	15
Th	35.4	45.7	47.4	68.3	42.7	57.2	35.2	39.4	37.8	17	17.2
U	4.31	4.79	3.92	10.3	5.06	5.75	3.9	5.1	3.96	3.86	1.73
K₂O/Na₂O	1.59	2.12	1.75	1.63	1.83	1.90	1.33	1.55	1.34	0.37	0.65
La_n/Yb_n	26.70	30.21	19.82	19.20	26.66	16.98	23.38	17.13	14.81	5.69	19.55
Eu/Eu*	0.78	0.64	0.81	0.31	0.65	0.70	0.50	0.63	0.75	0.42	0.94

شکل 5- جایگاه ترکیب توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (جنوب‌خاوری مشهد) در: A) نمودار Middlemost (1985)؛ B) نمودار Peccerillo و Taylor (1976)؛ C) نمودار نسبت مولی Al₂O₃/Na₂O+K₂O در برابر Al₂O₃/CaO+Na₂O+K₂O (Shand, 1943)، با تغییرات پیشنهادیِ Chappell و White (2001)

شکل 6- جایگاه ترکیبی توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (جنوب‌خاوری مشهد) در نمودارهای Frost و همکاران (2001): A) نمودار SiO₂ در برابر FeOt/ (FeO+MgO)؛ B) نمودار SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O-CaO

با بررسی فراوانی REE در نمودارهای عنکبوتی می‌توان به ژرفای نسبی پیدایش ماگما، شناسایی نوع و درصد کانی‎های سنگ خاستگاه، شرایط ذوب، درصد ذوب، نوع ذوب و ... پی برد. از نسبت La_n/Yb_n نیز می‌توان دارابودن گارنت و ژرفای ذوب را برآورد کرد. همچنین، از غنی‌شدگی LREE می‌توان به درجه کم ذوب‌بخشی گوشته اولیه پی برد (Reagan and Gill, 1989). مقدار عناصر فرعی و خاکی کمیاب در جدول 1 و در نمودار عنکبوتی بهنجارشده نسبت به کندریت (Boynton, 1984) و گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) (شکل 7) آورده و نشان داده شده‌اند.

شکل 7- ترکیب توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (جنوب‌خاوری مشهد) در: A) نمودار عنکبوتی عناصر خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ B) نمودار عنکبوتی عناصر فرعی و خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Frost et al., 2001).

عناصر خاکی نادر، غنی‌شدگی کمابیش ملایمی از LREE را نشان می‌دهند (شکل 7- A) الگوی عناصر REE و مقادیر کم La_n/Yb_n که تغییراتی از 69/5 تا 2/ 30 نشان می‌دهد (جدول 1) نشان‌دهنده پیدایش ماگما در ژرفای کمتر از گستره پایداری گارنت و یا کم‌بودن مقدار این کانی در ناحیه خاستگاه هستند. ناهنجاری منفی Eu و همچنین، مقادیر بسیار کم Eu/Eu* که از 3/0 تا 9/0 است، می‌تواند پیامد حضور پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار در خاستگاه و یا جدایش بلوری این کانی باشد. در نمودار عناصر فرعی و کمیاب، غنی‌شدگی از عناصر کوچک‌یون LFSE (K، Cs، Ba، Rb) و عناصر ناسازگاری که رفتار همانند آنها دارند (مانند: Th) نسبت به عناصر بزرگ‌یون HFSE (Y، Zr، Ta، Nb، Ti) دیده می‌شود (شکل 7- B). همچنین، تهی‌شدگی Ta و Nb می‌تواند نشان‌دهنده تهی‌شدگی پیشین در سنگ‎های مخزن گوشته باشد (Gust et al., 1997; Walker et al., 2001). عناصر HFSE می‌توانند در فازهایی مانند روتیل و ایلمنیت وارد شوند که این پدیده نشان‌دهنده ورقه فرورو است (Ryerson and Watson, 1987). مقدار کم Nb و Ti (جدول 1؛ شکل 7- B) می‌تواند پیامد دارابودن اکسیدهای Fe-Ti یا کانی‎های دارای Nb و Ti در پس‌مانده ماگمای مادر در محل مخزن باشد (Reagan and Gill, 1989; Martin, 1999).

جایگاه زمین‌ساختی

بر پایه مقادیر اکسید‌های اصلی و در نمودار Maniar و Piccoli (1989)، جایگاه زمین‌ساختی نمونه‎ها در محدوده پس از کوهزایی جای می‌گیرد (شکل‌های 8- A و 8- B). همچنین، در نمودار‌های Maniar و Piccoli (1989)، Pearce و همکاران (1984)، Pearce (1996) و نمودار Harris و همکاران (1986) و بر پایه مقدار Rb، Nb، Yb، Hf و Ta، نمونه‎ها در جایگاه زمین‌ساختی پهنه فرورانش و پس از برخورد جای می‌گیرند (شکل 8).

شکل 8- جایگاه توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (جنوب‌خاوری مشهد) در: A و B) نمودارهای Maniar و Piccoli (1989)؛ C و D) نمودارهای Pearce و همکاران (1984) (محدوده گرانیت‏‌های پس از کوهزایی از Pearce (1996) است)؛ E) نمودار Harris و همکاران (1986) (POG: گرانیتوییدهای پس از کوهزایی؛ CCG: گرانیتوییدهای برخورد قاره‌ای؛ CAG: گرانیتوییدهای حاشیه قاره‌ای؛ IAG: گرانیتوییدهای جزایر کمانی؛ RRG: گرانیتوییدهای ریفت؛ CEUG: گرانیتوییدهای خشکی‌زایی؛ syn-COLG: گرانیت‌های هم‌زمان با برخورد قاره‌ای؛ post-COLG: گرانیت‌های پس از کوهزایی؛ VAG: گرانیت‌های پهنه‌ آتشفشانی پهنه فرورانش؛ WPG: گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای؛ ORG: گرانیت‌های پهنه گسترش)

جایگاه ترکیبی توده‌های نفوذی این مناطق در نمودارهای عناصر اصلی FeOt/MgO و Na₂O+K₂O/CaO در برابر 10000*Ga/Al (شکل‌های 9- A و 9- B) و عناصر فرعی Zn و Y در برابر 10000*Ga/Al (شکل‌های 9- C و 9- D) در مرز گرانیت‌های تیپ A و گرانیتوییدهای I و S است (Whalen et al., 1987). برپایه سنگ‎نگاری نمونه‎ها، دارابودن کانی‎های بیوتیت و مگنتیت و همچنین، نبود مسکوویت و گارنت، گویای این است که ویژگی‌های این توده‌ها به نوع ‌I نزدیک‌ است.

شکل 9- جایگاه توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (خراسان رضوی) در: A و B) نمودارهای عناصر اصلی در برابر 10000*Ga/Al؛ C و D) نمودارهای عناصر فرعی در برابر 10000*Ga/Al (Whalen et al., 1987)

بحث و نتیجه‌گیری

جدایش فلدسپارها نشان‌دهنده تحولات ماگماهای فلسیک است. جدایش فلدسپار، بیوتیت، آپاتیت، مونازیت و ایلمنیت، نقش مهمی را در هنگام پیدایش گرانیت‌های گوناگون بازی می‌کند. جدایش بیوتیت و فلدسپار علت اصلی تغییرات در عناصر اصلی است. همزمان، فلدسپار تغییرات Sr، Rb و Ba را نیز کنترل می‌کند. کانی‎های فرعی آپاتیت، مونازیت و آلانیت REE را تغییر می‌دهند. ازاین‌رو، بررسی تغییرات مقدار Ba، Sr و Eu بسیار مهم است. جدایش Eu نشان‌دهنده جدایش آلکالی‌فلدسپار و یا پلاژیوکلاز در هنگام تحولات ماگمایی است؛ هرچند آنومالی منفی Eu می‌تواند پیامد شرایط احیا در هنگام پیدایش سنگ باشد (در اینجا برخی نمونه‎ها دارای پذیرفتاری مغناطیسی کمتر از SI ^5-10×300 هستند). سنگ‎های مافیک، آنومالی شدید Eu ندارند و آنومالی Eu منفی سنگ‎های فلسیک و جدایش فلدسپارهاست. تهی‌شدگی Sr-Eu نشانه جدایش پلاژیوکلاز و تهی‌شدگی Ba-Eu گویای جدایش آلکالی‌فلدسپار است (Wu et al., 2003). کاهیدگی بیشتر Ba نسبت به Sr (شکل‌های 10-B و 10-B) نشان می‌دهد که در مرحله‌های نخستین، جدایش پلاژیوکلاز و بیوتیت بیش از آلکالی‌فلدسپار بوده است و با پیشرفت تحولات ماگمایی، مقدار Sr تهی‌شدگی بیشتری نشان می‌دهد (شکل‌های 10- A و 10- B). همچنین، آلکالی‌فلدسپار بیشتر از پلاژیوکلاز و بیوتیت دچار جدایش شده و با پیشرفت بیشتر تحولات، جدایش بیشتر آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت روی داده است (شکل 10- C). افزون‌براین، به نظر می‌رسد که کانی‎های فرعی بیشتر تحولات عناصر خاکی کمیاب را کنترل می‌کنند (شکل 10- D). جدایش کانی‎های فرعی بیشتر درباره آلانیت و مونازیت روی داده است تا آپاتیت. جدایش آپاتیت و آلانیت کاوشدن نمودار تغییرات REE را در پی دارد (Wu et al., 2003). در این پژوهش، نمودار تغییرات REE کمابیش هموار بوده و جدایش شدیدی در این کانی‎ها روی نداده است (شکل 7- A). به‌علت تشابه ضریب مشارکت، جدایش تیتانیت می‌تواند رفتاری همانند آپاتیت داشته باشد. مونازیت نیز رفتاری همانند آلانیت دارد و تنها چولگی مثبت به سوی HREE را پدید می‌آورد (Wu et al., 2003).

گرانیت‌های این مناطق سرشار از Si (4/66 تا 79 درصد وزنی)، پرآلومینوس (همان‌گونه‌که گفته شد بیشتر نمونه‎ها دارای A/CNK کمتر از 1/1 هستند و برپایه رده‌بندی Chappell و White (2001)، در محدوده گرانیت‌های نوع I جای می‌گیرند) و میزان آلکالی بالایی دارند. بالابودن مقدار K₂O نشانه دارابودن پلاژیوکلاز، آلکالی فلدسپار و بیوتیت در خاستگاه است (Jiang et al., 2005).

مقدار FeOtکم و از 8/0 تا 5 درصد وزنی در تغییر است. همچنین، دامنه تغییرات FeOt/MgO از 3 تا 8 و مقدار FeOt/FeOt+MgO از 77/0 تا 89/0 متغیر هستند. این ویژگی‌ها نشان‌دهنده سرشت منیزمی توده‌های نفوذی است (شکل 6).

شکل 10- جایگاه ترکیبی توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (خراسان رضوی) در: A و B) نمودار Sr در برابر Ba و نمایش پیدایش پلاژیوکلاز، فلدسپار و بیوتیت هنگام جدایش بلوری (Hanson, 1978)؛ C) نمودار Eu/Eu* در برابر Ba و نمایش پیدایش پلاژیوکلاز، فلدسپار و بیوتیت در هنگام جدایش بلوری (Breaks and Moore, 1992)؛ D) نمودار تغییرات عناصر REE هنگام تبلور و جدایش کانی‎های فرعی (Arth, 1976; Green and Pearson, 1986; Mahood and Hildreth, 1983; Green et al., 1989; Yurimoto et al., 1990)

بررسی مقادیر REE در نمودار عنکبوتی (شکل 7- A) آنومالی منفی Eu، جدایش ملایم از LREE و الگوی مثبت تا نزدیک به هموار از HREE را نشان‌ می‌دهد که با گرانیت‌های به‌شدت جدایش‌یافتة I و A همخوانی دارند (Champion and Chappell, 1992). آنومالی منفی Ba، Sr، La، Ce، Ti و Eu در هر گرانیت‌های پرآلکالن A (Han et al., 1997) و گرانیت‌های جدایش‌یافته I یکسان است (Champion and Chappell, 1992). رفتار REE‌ در هر دو نوع گرانیت جدایش‌یافته I و A مانند هم است؛ اما الگوی REE³⁺ در گرانیت‌های گروه A هموارتر است (Wu et al., 2003; Aliani et al., 2012).

به باور Loiselle و Wones (1979) گرانیت‌های نوع A وابسته به پهنه‌های غیرکوهزایی هستند؛ اما بررسی‎ها نشان ‌می‌دهد که گرانیت‌های A در همه پهنه‌ها‌، از درون صفحه‌ها تا حاشیه صفحه‌ها، می‌توانند پدید آیند (Bonin, 2007). به‌هرحال، گرانیت‌های A نشانه محیط‌های کششی هستند. بررسی‎های ایزوتوپی نشان می‌دهد که این گرانیت‌ها می‌توانند هم از گوشته و هم از پوسته مشتق شوند (Trumbull et al., 2004; Goodge and Vervoort, 2006; Wei et al., 2008).

پژوهشگران بسیاری گرانیت‏‌های گروه A را تعریف کرده‌اند (Loiselle and Wones, 1979; Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987; Creaser et al., 1991; King et al., 1997; Bonin, 2007.). هرچند درباره خاستگاه آنها هست؛ اما چندین مدل برای زایش آنها پیشنهاد شده است:

(1) جدایش بلوری از ماگمای بازالتی آلکالن (Loiselle and Wones, 1979; Turner et al., 1992)؛

(2) ذوب‌بخشی از گرانولیت (پوسته زیرین کمابیش سخت) (Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987)؛

(3) ذوب‌بخشی دما بالای گرانیت‌های گروه I تونالیتی (Creaser et al., 1991; King et al., 1997)؛

(4) ذوب‌بخشی شارنوکیت تهی‌نشده، بی‌آب و سرشار از آلکالن (Landenberger and Collins, 1996; Jiang et al., 2005).

به پیشنهاد برخی پژوهشگران، گرانیت‌های گروه A زیرمجموعه گروه I هستند (Bonin, 2007)؛ هرچند بررسی‎های Landenberger و Collins (1996) در استرالیا این پیشنهاد را دچار چالش کرده است و نیازمند بررسی‌های بیشتر و کامل‌تر است (Zhao et al., 2008).

Landerberger و Collins (1996) بر این باورند که مقدار عناصر فرعی و کمیاب (مانند: Ga، Sc ، Ce/Nb و Y/Nb) برای شتاسایی نوع گرانیت‌ها قابل اعتماد نیستند؛ زیرا تغییرات آنها با کانی‎های فرعی کنترل می‌شود و مقدار عناصر فرعی با جدایش افزایش می‌یابد؛ به‌گونه‌ای‌که هیچ شباهتی به ماگمای مادر نخستین ندارد. Whalen و همکاران (1987) پیشنهاد داده‌اند که در نمودارهای شناسایی تیپ گرانیت، با تغییرات اندک در مقدار Ga و یا Al، نمونه‎ها در محدوده متفاوتی جای می‌گیرند. البته در مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه نیز افزایش در نسبت 10000*Ga/Al جای‌گرفتن نمونه‎ها در گرانیت‌های تیپ A را در پی دارد (شکل 9). برای نمونه‎های مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه، این نسبت از 4/2 تا 8/2 تغییر می‌کند و مقادیر بیشتر از 5/2 در محدوده گرانیت‌های گروه A قرار می‌گیرند. از دیدگاه تغییرات عناصر اصلی در محور عمودی نمودارها برای FeOt/MgO و Na₂O+K₂O/CaO (شکل‌های 9- A و 9- B) و عناصر فرعی Zn وY (شکل‌های 9- C و 9- D)، مقادیر در محدوده گرانیت‌های تیپ I و S جای می‌گیرند. هر دو نوع گرانیت‌های تیپ A و I، دارای مقادیر فراوانی از Ga هستند. ازاین‌رو، پیشنهاد شده است که مقداراکسید‌های اصلی برای رده‌بندی و شناسایی گروه گرانیت‌ها به‌کار گرفته شود (Whalen et al., 1987). یکی ازاین نمودارها، نمودارSiO₂ در برابر FeOt/MgO (Eby, 1990) است (شکل 11) نمونه‎ها در این نمودار در محدوده گرانیت‌های تیپ I جای می‌گیرند. بررسی تغییرات عناصر فرعی و کمیاب در همه نمونه‎ها نشان‌دهندة جدایش بلوری در جدایش پلاژیوکلاز، بیوتیت و آلکالی‌فلدسپار و کانی‎های فرعی است. پس این توده‌ها از نوع I جدایش‌یافته هستند و در پی جدایش بلوری از یک ماگمای گرانیتی I و تهی ازP (میانگین P₂O₅ برابر 2/0 درصد وزنی) پدید آمده‎اند.

گرانیت‌های سم‌آهنی و فرزنه در مقدار عناصر HFSE، به‌ویژه Ga و Nb، افزایش نشان می‌دهند و این افزایش به جدایش گرانیت‌های I وابسته است (Champion and Chappell, 1992).

شکل 11- جایگاه توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه (خراسان رضوی) در نمودار SiO₂ در برابر FeOt/MgO (Eby, 1990)

بررسی زمین‎شیمیایی توده‌های باختری و مرکزی (شامل ناحیه‌های A، C شمالی و جنوبی، باغک و دردوی) (Golmohammadi et al., 2014; Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013) نشان می‌دهد که ماگمای غنی از SiO₂ (63 تا 70 درصد وزنی) این توده‌ها بیشتر سرشت متاآلومینوس، منیزیمی، آلکالی‌کلسیک تا آلکالیک و شوشونیتی تا التراپتاسیک دارد و از گرانیتوییدهای نوع I و اکسیدان است. از دیدگاه پذیرفتاری مغناطیسی، این سنگ‌ها در گروه سری مگنتیت هستند و غنی‌شدگی ملایمی از LREE‌ نشان می‌دهند. بالابودن مقدار Nb در این توده‌ها به نقش آلایش مذاب با پوسته قاره‌ای بستگی دارد. بازه سنی این توده‌ها 39 تا 42 میلیون سال پیش است (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2014).

بررسی توده‌های گرانیتی برمانی و سرخر در جنوب‌خاور سنگان (Golmohammadi et al., 2014) نشان می‌دهد که مقدار SiO₂ در این توده‌ها از 65 تا 70 درصد وزنی است و سرشت متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوس و بیشتر شوشونیتی دارند. مقدار FeO^t/FeO^t+MgO آنها کم (5/0 تا 9/0) بوده و بیشتر منیزیمی هستند و بیشترین میزان P₂O₅ برابر 12/0 درصد وزنی است. در نمودار REE غنی‌شدگی از LREE دیده می‌شود. در نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) و گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) نیز غنی‌شدگی از عناصر HFSE (مانند: Ga، Hf، Nb ،Ta ، Y و Zr) و کاهیدگی شدید در Ba و Sr دیده می‌شود (شکل 12). جایگاه زمین‌ساختی آنها پس از کوهزایی است و از گرانیت‌های نوع A شناخته شده‌اند؛ هرچند سرشت منیزیمی این توده‌ها با همانند گرانیت‌های تیپ ‌A نیست. این توده‌ها به سن 41 میلیون سال پیش هستند (Golmohammadi et al., 2014).

شکل 12- نمودارهای عنکبوتی توده‌های گرانیتی برمانی و سرخر در جنوب‌خاوری معدن سنگان (Golmohammadi et al., 2014): A) عناصر خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ B) نمودار عنکبوتی عناصر فرعی و خاکی نادر بهنجارشده به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)

برپایه داده‌های زمین‎شیمیایی و تغییرات عناصر اصلی و فرعی به نظر می‌رسد توده‌های سرخر و برمانی (در جنوب‌خاوری معدن سنگان) دارای سرشت دوگانة A و I بوده و بی‌شباهت به ویژگی‌های یادشده برای مناطق بررسی‌شده و گرانیت‌های جدایش‌یافته I نیستند.

مقادیر REE در توده‌های سرخر و برمانی و همچنین، مناطق بررسی‎شده، نشان‌دهنده آنومالی منفی Eu، جدایش ملایم از LREE، الگوی مثبت تا نزدیک به هموار HREE، آنومالی منفی Ba، Sr، La، Ce، Ti و Eu و افزایش در عناصر HFSE از جمله Ga و Nb بوده (شکل 12) و همگی گویای آنست که پیدایش این توده‌ها به جدایش گرانیت‌های I وابسته بوده است (Champion and Chappell, 1992).

همچنین، تغییرات عناصر اصلی (مانند: Rb، Ba و Sr) با جدایش آلکالی‌فلدسپار و جدایش REE با کانی‎های فرعی (مانند: آپاتیت، آلانیت و مونازیت) کنترل می‌شود (Wu et al., 2003). این پدیده در توده‌های به‌شدت جدایش‌یافته I دور از انتظار نیست.

ویژگی‌های گرانیت‌های I و A بسیار به‌یکدیگر نزدیک است. جدایش بلوری پیدایش گرانیت‌هایی را در پی دارد که بسیار از TiO₂، FeOt، MgO، CaO، Ba، Sr و Eu تهی و از Rb، Th و U سرشار شده‎اند. گرانیت‌های فلسیک I می‌توانند در پی رویداد درجه‌های گوناگونِ ذوب‌بخشی سنگ مادر (پروتولیت) آندزیت-داسیتی و یا در پی فرآیندهای دو مرحله‌ای از ذوب دوباره سنگ‎های حد واسط پدید آیند (Champion and Chappell, 1992).

از سوی دیگر، سرشت توده‌های ناحیه مرکزی و باختری در منطقه سنگان نیز که از نوع I شناخته شده است (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2013; Golmohammadi et al., 2014)، از دیدگاه سنی و جایگاه زمین‌ساختی با توده‌های سرخر و برمانی (جنوب‌خاور معدن سنگان) همانند بوده و با این توده‌ها و توده‌های مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه شباهت‌های زمین‎شیمیایی نشان می‌دهند. تفاوت‌ها را می‌توان به فرآیندهای جدایش و آمیزش وابسته دانست؛ هرچند که اظهار نظر قطعی نیازمند داشتن داده‌های ایزوتوپی و سن‌سنجی در مناطق بررسی‎شده است.

سپاس‌گزاری

این مقاله مربوط به طرح شماره 3، به شماره 3/27118 به‌تاریخ 20/2/1392، دانشگاه فردوسی مشهد است و با پشتیبانی این دانشگاه انجام شده ‌است. از کارمندان معدن سنگان خواف، به‌ویژه مدیریت، کارکنان اکتشاف و همچنین، جناب آقای دکتر گل‌محمدی سپاس‌گزاری می‌شود. نویسندگان، مراتب سپاس و قدردانی خود را از سازمان زمین‎شناسی و اکتشافات معدنی کشور برای انجام تجزیه‌های XRF، سازمان توسعه و نوسازی معادن و صنایع معدنی ایران (ایمیدرو) برای پشتیبانی مالی از این طرح و همچنین، مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران به‌جا‌ می‌آورند.

مراجع

Aliani, F., Miri, M. M. and Maanijou, M. (2012) Petrology of the Tekyeh-Bala area granite veins (northeast of Sonqor), some evidences for A2-type granitoids. Petrology 3: 1-16 (in Persian with English abstract).

Arth, J. G. (1976) Behaviour of trace elements during magmatic processes: a summary of theoretical models and their applications. U. S. Geological Survey, Journal of Research 4: 41–47.

Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: evolution of a concept, problems and prospects. Lithos 97: 1–29.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63–108. Elsevier, Amsterdam.

Breaks, F. W. and Moore, J. M. (1992) The Ghost Lake batholith, Superior province of northwestern Ontario: a fertile, S-type, peraluminous granite-rare-element pegmatite system. The Canadian Mineralogist 30: 835–876.

Champion, D. C. and Chappell, B. W. (1992) Petrogenesis of felsic I-type granites: an example from northern Queensland. Transactions of the Royal Society of Edinburgh Earth Sciences 83: 115–126.

Chappell, B. and White, A. (2001) Two contrasting granite types 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences 48: 489–499.

Collins, W. J., Beams, S. D., White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1982) Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australian. Contributions to Mineralogy and Petrology 80: 189–200.

Creaser, R. A., Price, R. C. and Wormald, R. J. (1991) A-type granites revisited: assessment of a residual source model. Journal of Geology 19: 163–166.

Eby, G. N. (1990) The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos 26: 115–134.

Frost, B. R., Arculus, R. J., Barnes, G., Collins, W. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification of granitic rocks. Journal of Petrology 42: 2033-2048.

Golmohammadi, A., Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Mazaheri, S. A. (2013) Petrology and zircon U-Pb dating of intrusive rocks from A, C-south, and Dardvay districts, Sangan iron stone mine, Khaf. Journal of Economic Geology 2(5): 155–174 (in Persian with English abstract).

Golmohammadi, A., Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Mazaheri, S. A. (2015) Alteration-mineralization, and radiometric ages of the source pluton at the Sangan iron skarn deposit, northeastern Iran. Ore Geology Reviews 65(2): 545–563.

Golmohammadi, A., Mazaheri, S. A. and Karimpour, M. H. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2014) Zircon U-Pb dating and geochemistry of Sarkhar and Bermani granitic rocks, East of Sangan iron mine, Khaf. Petrology 17: 83–102 (in Persian with English abstract).

Goodge, J. W. and Vervoort, J. D. (2006) Origin of Mesoproterozoic A-type granites in Laurentia: Hf isotope evidence. Earth and Planetary Science Letters 243: 711–731.

Green, T. H. and Pearson, N. J. (1986) Rare-earth element partitioning between titanite and coexisting silicate liquid at high pressure and temperature. Chemical Geology 55: 105–119.

Green, T. H., Sie, S. H., Ryan, C. G. and Cousens, D. R. (1989) Proton microprobe-determined partitioning of Nb, Ta, Zr, Sr and Y between garnet, clinopyroxene and basaltic magma at high pressure and temperature. Chemical Geology 74: 201–216.

Gust, D. A., Arculus, R. A. and Kersting, A. B. (1997) Aspects of magma sources and processes in the Honshu arc. The Canadian Mineralogist 35: 347–365.

Han, B. F., Wang, S. G., Jahn, B. M., Hong, D. W., Kagami, H. and Sun, Y. L. B. (1997) Depleted-mantle source for the Ulungur River A-type granites from North Xinjiang, China: geochemistry and Nd-Sr isotopic evidence, and implications for Phanerozoic crustal growth. Chemical Geology 138: 135–159.

Hanson, G. N. (1978) The application of trace elements to the petrogenesis of igneous rocks of granitic composition. Earth and Planetary Science Letters 38: 26–43.

Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Collision tectonics (Eds. Coward, M. P. and Ries, A. C.) Special Publications 19: 67–81. Geological society, London.

Jiang, Y. H., Ling, H. F., Jiang, S. Y., Fan, H. H., Shen, W. Z. and Ni, P. (2005) Petrogenesis of a late Jurassic peraluminous volcanic complex and its high-Mg, potassic, quenched enclaves at Xiangshan, Southeast China. Journal of Petrology 46: 1121–1154.

Karimpour, M. H. (1991) Source and formation of Sangan iron mine. In: Proceeding of Iron Stone Conference, Tehran, Iran (in Persian with English abstract).

Karimpour, M. H. (2004) Mineralogy, alteration, source rock, and tectonic setting of Iron-oxides Cu–Au deposits and examples of Iran. In: Proceeding of 11^th Conference of the Iranian Society of Crystallography and Mineralogy, Yazd, Iran, (in Persian with English abstract).

Karimpour, M. H. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2008) Skarn geochemistry, mineralogy and petrology of source rock Sangan iron mine, Khorasan Razavi. Iran. Scientific Quarterly Journal of Geosciences 65: 108–125 (in Persian with English abstract).

Karimpour, M. H. and Malekzadeh Shafaroudi, A. )2006) Comparison of the geochemistry of source rocks at Tanbnurjeh Au-bearing magnetite and Sangan Au-free magnetite deposits, Khorasan Razavi, Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 13(1): 3–26 (in Persian with English abstract).

Karimpour, M. H., Saadat, S. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2006) Geochemistry, petrology and mineralization of Tannurjeh porphyry gold–copper. Journal of Sciences 32: 175–189 (in Persian with English abstract).

King, P. L., White, A. J. R., Chappell, B. W. and Allen, C. M. (1997) Characterization and origin of aluminous A-type granites from the Lachlan Fold Belt, southeastern Australia. Journal of Petrology 38: 371-391.

Landerberger, B. and Collins, W. J. (1996) Derivation of A-type granites from a dehydrated charnockitic lower crust: evidence from the Chaelundi Complex, Eastern Australia. Journal of Petrology 37: 145–170.

Loiselle, M. C. and Wones, D. R. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Geological Society of America abstracts with programs 11: 468.

Mahood, G. and Hildreth, W. (1983) Large partition coefficients for trace elements in high-silica rhyolites. Geochimica et Cosmochimica Acta 47: 11–30.

Malekzadeh Shafaroudi, A., Karimpour, M. H. and Golmohammadi, A. (2013) Zircon U-Pb geochronology and petrology of intrusive rocks in the C-north and Baghak districts, Sangan iron mine, NE Iran. Journal of Asian Earth Sciences 64: 256–271.

Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635–643.

Martin, H. (1999) The adakitic magmas: modern analogues of Achaean granitoids. Lithos 46(3): 411–429.

Middlemost, A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks. Longman Group, UK.

Pearce, J. A. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes 19(4): 120-125.

Pearce, J. A., Harris, N. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for thetectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956–983.

Peccerillo, A. 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.

Reagan, M. K. and Gill, J. B. (1989) Coexisting calcalkaline and high niobium basalts from Turrialba volcano, Costa Rica: implication for residual titanates in arc magma source. Journal of Geophysical Research 94: 4619-4633.

Ryerson, F. J. and Watson, E. B. (1987) Rutile saturation in magmas: implications for Ti Nb-Ta depletion in island-arc basalts. Earth and Planetary Science Letters 86: 225–239.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. 2^nd edition, John Wiley and Sons, New York, US.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopy systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. The Geological Society of London, Special Publication 42: 313–345.

Thompson, R. N. (1982) Magmatism of the British Tertiary province. Scottish Journal of Geology 18: 49–107.

Trumbull, R. B., Harris, C., Frindt, S. and Wigand, M. (2004) Oxygen and neodymium isotope evidence for source diversity in Cretaceous anorogenic granites from Namibia and implications for A-type granite genesis. Lithos 73: 21–40.

Turner, S. P., Foden, J. D. and Morrison, R. S. (1992) Derivation of some A-type magmas by fractionation of basaltic magma: an example from the Padthaway Ridge, South Australia. Lithos 28: 151–179.

Walker, J. A., Patino, L. C., Carr, M. J. and Feigenson, M. D. (2001) Slab control over HFSE depletions in central Nicaragua. Earth and Planetary Science Letters 192: 533-543.

Wei, C. S., Zheng, Y. F., Zhao, Z. F. and Valley, J. W. (2002) Oxygen and neodymium isotope evidence for recycling of juvenile crust in northeast China. Geology 30: 375–378.

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.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.

Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wilde, S. A., Lo, C. H., Yui, T. F., Lin, Q., Ge, W. C. and Sun, D. Y. (2003) Highly fractionated I-type granites in China (I): geochronology and petrogenesis. Lithos 66: 241–273.

Yurimoto, H., Duke, E. F., Papike, J. J. and Shearer, C. K. (1990) Are discontinuous chondrite-normalized REE patterns in pegmatitic granite systems the results of monazite fractionation? Geochimica et Cosmochimica Acta 54: 2141–2145.

Zhao, X. F., Zhou, M. F., Li, J. W. and Wu, F. Y. (2008) Association of Neoproterozoic A-and I-type granites in South China: implications for generation of A-type granites in a subduction-related environment. Chemical Geology 257(1): 1–15.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,532

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,203

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‎شناسی و زمین‎شیمی توده‌های نفوذی مناطق اکتشافی سم‌آهنی و فرزنه، خاور معدن سنگ‌آهن سنگان خواف (جنوب‌خاوری مشهد)