Determination of formation temperature, oxygen fugacity and Ce4+/Ce3+ ratio with using zircon chemistry in the pegmatitic dikes of Malayer-Boroujerd-Shazand, Sanandaj-Sirjan zone
Subject Areas :
1 -
Abstract :
The Granitoid plutons in the Sanandaj-Sirjan zone host numerous pegmatitic dikes. This study is focused on mineral chemistry of zircons in the pegmatite dikes in the Malayer, Boroujerd and Shazand district to evaluate zircon crystallization temperature, oxygen fugacity and Ce4+/Ce3+ ratio and also zircon/rock partition coefficients of REEs and U, Th, Ta, Nb and Y. Trace element discrimination digrams such as Th versus Y and Yb/Sm versus Y and Nb, indicated studied zircons were located in the syenite pegmatite field. Zircon/rock partition coefficients indicate that zircon granis are enriched in the HREE than LREE. Zircon chemistry show that zircon in the Shazand and Malayer pegmatite dikes have more Hf and less REE distribution than zircons in the Boroujerd pegmatite dikes. Consequently, it indicates the role of latter hydrothermal process in the formation of Boroujerd zircons. Crystallization temperature, oxygen fugacity and Ce4+/Ce3+ ratios decrease from Malayer to Shazand and finally Boroujerd pegmatite dikes. Reduced condition of magmatism, Th/U contents below 1 and Y/Ho content higher than 20 indicate that these pegmatities are barren.
Bau, M., 1996. Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems: evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect. Contributions to Mineralogy and Petrology, 123, 323–333.
Ballard, J.R., Palin, M.J. and Campbell, I.H., 2002. Relative oxidation states of magmas inferred from Ce(IV)/Ce(III) in zircon: application to porphyry copper deposits of northern Chile. Contribution to Mineralogy and Petrology, 144, 347–364.
Belousova, E.A., Griffin, W.L. and O'Reilly, S.Y., 2006. Zircon crystal morphology, trace element signatures and Hf isotope composition as a tool for petrogenetic modelling: examples from Eastern Australian granitoids. Journal of Petrology, 47, 329–353.
Belousova, E.A., Griffin, W.L., O'Reilly, S.Y. and Fisher, N.I.I., 2002. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type. Contribution to Mineralogy and Petrology, 143, 602–622.
Blundy, J.D. and Wood, B.J., 1994. Prediction of crystal-melt partition coefficients from elastic moduli. Nature 372, 452–454.
Cabral, A.R. and Zeh, A., 2015. Detrital zircon without detritus: a result of 496 Ma-old fluid–rock interaction during the gold-lode formation of Passagem, Minas Gerais, Brazil. Lithos, 212–215, 415–427.
Claiborne, L.L., Miller, C.F., Walker, B.A., Wooden, J.L., Mazdab, F.K. and Bea, F., 2006. Tracking magmatic processes through Zr/Hf ratios in rocks and Hf and Ti zoning in zircons: an example from the Spirit Mountain batholith, Nevada. Mineralogy Magazine 70, 517–543.
Corfu, F., Hanchar, J.M., Hoskin, P.W.O. and Kinny, P., 2003. Atlas of zircon textures. In: Hanchar JM, Hoskin PWO (Eds). Review in Mineralogy and Geochemistry, 53, 469–500.
El-Bialy, M. Z. and Ali, K. A., 2013. Zircon Trace Element Geochemical Constraints on the Evolution of the Ediacaran (600–614 Ma) Post-Collisional Dokhan Volcanics and Younger Granites of SE Sinai, NE Arabian-Nubian Shield. Chemical Geology, 360/361, 54–73.
Ferry, J.M. and Watson, E.B., 2007. New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers. Contribution to Mineralogy and Petrology, 154, 429–437.
Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., Bayat, S., Neubauer, F. and Cao, Sh., 2021. Geochronology, geochemistry and mineral chemistry of Malayer–Boroujerd–Shazand pegmatite dikes, Sanandaj–Sirjan zone, NW Iran. International Journal of Earth Sciences. Doi: 10.1007/s00531-021-02009-9.
Harrison, T.M., Watson, E.B. and Aikman, A.B., 2007. Temperature spectra of zircon crystallization in plutonic rocks. Geology, 35, 635–638.
Hofmann, A.E., Baker, M.B. and Eiler, J.M., 2014. Sub-micron-scale trace element distributions in natural zircons of known provenance: implications for Ti-in-zircon thermometry. Contribution to Mineralogy and Petrology, 168, 1057.
oskin, P.W.O., 2005. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69, 637–648.
Hoskin, P.W.O. and Schaltegger, U., 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53, 27–62.
Krauskopf, K.B., 1979. Introduction to Geochemistry. McGraw-Hill, New York. 721.
Linnen, R.L. and Keppler, H., 1997. Columbite solubility in granitic melts: consequences for the enrichment and fractionation of Nb and Ta in the earth's crust. Contributions to Mineralogy and Petrology, 128, 213–227.
Nardi, L.V.S., Formoso, M.L.L., Müller, I.F., Fontana, E., Jarvis, K. and Lamarão, C., 2013. Zircon/rock partition coefficients of REEs, Y, Th, U, Nb, and Ta in granitic rocks: Uses for provenance and mineral exploration purposes. Chemical Geology, 335, 1–7.
Nasdala, L., Hanchar, J.M., Rhede, D., Kennedy, A.K. and Váczi, T., 2010. Retention of uranium in complexly altered zircon: an example from Bancroft, Ontario. Chemical Geology, 269, 290–300.
Pettke, T., Audetat, A., Schaltegger, U. and Heinrich, C.A., 2005. Magmatic-to hydrothermal crystallization in the W-Sn mineralized mole granite (NSW, Australia)—part II: evolving zircon and thorite trace element chemistry. Chemical Geology, 220,191–213.
Rubatto, D. and Hermann, J., 2007. Experimental zircon/melt and zircon/garnet trace element partitioning and implications for the geochronology of crustal rocks. Chemical Geology, 241, 38–61.
Schaltegger, U., 2007. Hydrothermal zircon. Elements, 3, 51.
Sepahi, A.A., Salami, S., Lentz, D.R., McFarlane, C. and Maanijou, M., 2018. Petrography, geochemistry, and U-Pb geochronology of pegmatites and aplites associated with the Alvand intrusive complex in the Hamedan region, Sanandaj-Sirjan zone, Zagros orogen (Iran). International Journal of Earth Science, 107(3), 1059–1096.
Sepahi, A.A., Vahidpour, H., Lentz, D.R., McFarlane, C.R., Maanijou, M., Salami, S., Miri, M., Mansouri, M. and Mohammadi, R., 2020. Rare sapphire-bearing syenitoid pegmatites and associated granitoids of the Hamedan region, Sanandaj-Sirjan zone, Iran: analysis of petrology, lithogeochemistry and zircon geochronology/trace element geochemistry. Geological Magazine, 157(9), 1499–1525. Doi: 10.1017/S0016 75682 00000 23.
Shannon, R.D., 1976. Revised effective ionic radii and systematic studies of inter-atomic distances in halides and chaleogenides. Acta Crystallographica Section B: Structural Science, Crystal Engineering and Materials 32, 751–767.
Smythe, D.J. and Brenan, J.M., 2016. Magmatic oxygen fugacity estimated using zircon-melt partitioning of cerium. Earth and Planetary Science Letters 453, 260–266.
Sun, S.S. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts. Implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.). Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publications 42, 313–345.
Trail, D., Watson, E.B. and Tailby, N.D., 2012. Ce and Eu anomalies in zircon as proxies for the oxidation state of magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 97, 70–87.
Trail, D., Watson, E.B. and Tailby, N.D., 2011. The oxidation state of Hadean magmas and implications for early Earth's atmosphere. Nature, 480, 79–82.
Virgo, D., Mysen, B.O. and Kushiro, I., 1980. Anionic constitution of 1-atmosphere silicate melts: implications for the structure of igneous melts. Science 20, 1371–1373.
Wang, X., Griffin, W.L. and Chen, J., 2010. Hf contents and Zr/Hf ratios in granitic zircons. Geochemical Journal 44, 65–72.
Watson, E.B., Wark, D.A. and Thomas, J.B., 2006. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contribution to Mineralogy and Petrology, 151, 413–433.
Zeh, A., Gerdes, A., Will, T.M. and Frimmel, H.E., 2010. Hafnium isotope homogenization during metamorphic zircon growth in amphibolite-facies rocks: examples from the Shackleton Range (Antarctica). Geochimica et Cosmochimica Acta, 74, 4740–4758.
دمای تشکیل، فوگاسیته اکسیژن و نسبت Ce4+/Ce3+ با استفاده از شیمی زیرکن دردایکهای پگماتیتی ملاير- بروجرد- شازند، پهنه سنندج-سیرجان
مجید قاسمی سیانی(1و*)
1 استادیار، گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی
چکیده
پلوتونهای گرانیتوئیدی در پهنه سنندج-سیرجان میزبان دایکهای پگماتیتی متعددی هستند. این پژوهش بر روی مطالعه شیمی کانی زیرکن در دایکهای پگماتیتی گستره ملایر، بروجرد و شازند بهمنظور ارزیابی دمای تبلور زیرکن، فوگاسیته اکسیژن و نسبت Ce4+/Ce3+ و همچنین تعیین ضریب توزیع عناصر نادر خاکی، عناصر اورانیوم، توریوم، تالیم، نیوبیم و ایتریم متمرکز شده است. نمودارهای متمایزکننده گرانیتوئیدها از جمله Th در برابر Y و Yb/Sm در برابر Y و Nb، نشان داد، زیرکنهای مورد مطالعه در گستره سنگهای سینیت پگماتیت قرار دارند. ضریب توزیع زیرکن/ سنگ کل نشان داد، بلورهای زیرکن غنیشدگی نسبت HREE به LREE دارند. شیمی زیرکن نشان داد، دایکهای پگماتیتی ملایر و شازند دارای مقادیر Hf کمتر و تغییرات کمتر در REE نسبت به زیرکنهای دایک پگماتیت بروجرد هستند که نشاندهنده نقش فرایندهای هیدروترمالی بعدی در تشکیل زیرکنهای بروجرد است. دمای تبلور، فوگاسیته اکسیژن و نسبتهای Ce4+/Ce3+ از دایک پگماتیتی ملایر به شازند و در نهایت بروجرد کاهش یافته است. شرایط احیایی ماگماتیسم، مقدار Th/U کمتر از یک و مقدار Y/Ho بالای 20 نشان میدهد، بنابراین این پگماتیتها از لحاظ کانیسازی عقیم هستند.
واژههای کلیدی: شیمی زیرکن، دایکهای پگماتیتی، ضریب توزیع، عناصر نادرخاکی، فوگاسیته اکسیژن، پهنه سنندج- سیرجان
مقدمه
زیرکن به دلیل پایداری بالا در برابر هوازدگی، دارای مقادیر اورانیوم و توریم همساز، و حاوی عناصر نادر خاکی بالا و دمای تشکیل بالا است و میتواند در پژوهشهای پتروژنز، ژئوشیمی و سنسنجی سنگهای آذرین مفید باشد (Cabral and Zeh, 2015; Zeh et al., 2010; Harrison et al., 2007). همچنین با توجه به آنومالیهای Eu و Ce و محتوی عنصر تیتانیوم در زیرکن، میتوان به ترتیب اطلاعاتی در مورد فوگاسیته اکسیژن سنگ مادر و دمای تبلور زیرکن بهدست آورد (Hofmann et al., 2014; Trail et al., 2012; Trail et al., 2011; Harrison et al., 2007; Ferry and Watson, 2007; Watson et al., 2006). زیرکنهای هیدروترمالی از نوع ماگمایی و دگرگونی با استفاده از نمودارهای عناصر نادر خاکی از هم قابل تشخیص هستند (Belousova et al., 2006; Hoskin, 2005; Pettke et al., 2005; Hoskin and Schaltegger, 2003; Belousova et al., 2002). از طرف دیگر، تفسیر توزیع عناصر نادر خاکی در کانی زیرکن/سنگ کل کاربرد مهمی در منشأ سنگ، پتروژنز و تشخیص گرانیتهای بارور دارد (Nardi et al., 2013). این ضریبها توزیع بین عناصر جزئی/مذاب بهصورت تجربی محاسبه شده است. نتایج نشان داده ضریبها به دما بستگی دارد و ضریب توزیع از 10 در دمای 1050 درجه سانتیگراد به 700 در دمای 800 درجه سانتیگراد رسیده است (Rubatto and Hermann, 2007). با اینحال هنوز هم ضریب توزیع عناصر نادر خاکی در کانی زیرکن/سنگ میتواند در تعیین سنگ منشأ و پژوهشهای متالوژنی سنگهای آذرین کاربرد داشته باشد (Nardi et al., 2013).
دایکهای پگماتیتی متعددی با سنگ میزبان دگرگونی و آذرین در پهنه بین ملاير- بروجرد- شازند با امتداد شمالباختري- جنوبخاوري رخنمون دارند. کانیشناسی، شیمیکانهها، سنسنجی، پتروژنز و ژئودینامیک و ژئوشیمی این دایکها بهطور جامع مورد مطالعه قرار گرفت (Ghasemi Siani et al., 2021). در این تحقیق دما و فوگاسیته اکسیژن دایکهای پگماتیتی با استفاده از آنومالی Ce و مقادیر Ce4+/Ce3+ و Ti در زیرکن، مورد محاسبه قرار گرفت. همچنین با استفاده از ضرایب توزیع زیرکن/سنگ کل عناصر نادر خاکی، اورانیوم، توریم، نیوبیم، تالیم و ایتریم در دایکهای پگماتیتی ملاير- بروجرد- شازند در پهنه سنندج-سیرجان، ضمن تفسیر، به مقایسه آنها با گرانیتوئیدهای بارور پرداخته شده است.
دایکهای پگماتیتی
پهنه دگرگوني سنندج- سيرجان محل رخنمون گرانيتوئيدهاي S-type همزمان با برخورد به سن مزوزوئيک فوقاني تا اوايل سنوزوئيک است که به دنبال بستهشدن نئوتتيس جايگزين شده و اين گرانيتوئيدها اغلب حاوي رگههاي پگماتيتي است (Ghasemi Siani et al., 2021; Sepahi et al., 2020, 2018). پگماتیتهای مورد مطالعه در این تحقیق در حدفاصل بروجرد، ملایر و شازند بهصورت دايکهايي از چند متر تا چند صد متر طول و چند متر عرض با روند غالب شمالغربی-جنوبشرقی در سنگهاي ميزبان گرانيتوئيدي (بیشتر گرانوديوريت، کوارتزمونزونيت) و دگرگوني (شيست و هورنفلس) رخنمون دارند (شکل 1). رگههاي پگماتيتي با ميزبان آذرين داراي بافت پگماتوئيدي، گرافيکي و درشتبلور است و متشکل از کوارتز، پلاژيوکلاز، فلدسپار، موسکويت و تورمالين است. دايکهاي پگماتيتي با ميزبان هورنفلسي و شيستي کانیشناسی مشابه با دایکهای با میزبان گرانیتوئیدی دارد با این تفاوت که دارای مقادیر بیشتر موسکویت و مقدار کمتر تورمالین و همچنین دارای گارنت است. کانیهایی مثل بیوتیت، گارنت، زیرکن و کانیهای اوپک با فراوانی جزئی همراه با کانیهای حاصل از دگرسانی (سریسیت و کانیهای رسی) دیگر کانیهای تشکیلدهنده دایکهای پگماتیتی هستند (برای توضیحات بیشتر به Ghasemi Siani et al., 2021 مراجعه شود). زیرکن با ابعاد کمتر از 200 میکرون در دایکهای پگماتیتی بیشتر در مرز بین بلورهای فلدسپار و کوارتز و ادخال در بلورهای فلدسپار مشاهده شده است (شکل 2- الف و ب). تصاویر کاتودولومینسانس زیرکن نشان داد که اکثر بلورهای زیرکن در این دایکهای پگماتیتی بهصورت بلورهای منشوری و شکسته تا بلورهای خودشکل با ابعادی بین 400 تا 500 میکرون هستند (شکل 2- ج). نسبت طول به عرض آنها یک به یک تا پنج به یک متغیر است. زیرکن بهصورت بلورهای هموژن (هم تیره و هم روشن) و در مواردی دارای مرکز تیره و حاشیه روشن و یا بالعکس است. بخشهای روشنتر غنی از اورانیوم، توریوم و عناصر نادر خاکی است (Nasdala et al., 2010; Corfu et al., 2003).
شکل 1. تصویر صحرایی از یک دایک پگماتیتی در سمت راست و بخشی از آن دایک در سمت چپ که نشان میدهد بلورهای کوارتز، فلدسپار و تورمالین مهمترین کانیهای تشکیلدهنده آن است
شکل 2. الف) بلور زیرکن (Zrn) با اندازه 200 میکرون در دایکهای پگماتیتی بروجرد، ب) زیرکن در دایکهای پگماتیتی ملایر که ادخال در آلکالی فلدسپار (Afs) در مرز با بلورهای کوارتز (Qtz) است، ج) تصاویر کاتودولومینسانس از بلورهای زیرکن انتخابی در دایکهای مورد مطالعه. دایرههای زردرنگ نشاندهنده نقطه تجزیه شیمی هستند
روش مطالعه
مقاطع نازک تهیه شده از دایکهای مورد مطالعه در دانشگاه خوارزمی تهران با میکروسکوپ نوری دو منظوره عبوری-انعکاسی زایس مدل Axioplan 2 بهمنظور شناسایی زیرکن مورد مطالعه قرار گرفت. بعد از پژوهشهای میکروسکوپی تعداد سه نمونه انتخاب و برای جدایش زیرکن اقدام شد. زیرکنهای جداشده به دانشگاه علوم زمین یوهان در چین ارسال شد و تصاویر کاتودولومینسانس توسط کاتودولومینسانس مدل BII CLF–2 که به میکروسکوپ نوری مدل زایس متصل هستند و با شرایط 15 کیلوولت و 300 آمپر با قطر بیم 30 میکرون تهیه شدند. تجزیه بلورهای زیرکن با استفاده از GeolasPro laser ablation system انجام شده و متشکل از COMPexPro 102 ArF excimer laser با طول موج 193 نانومتر و بیشینه انرژی 200 میلیژول و یک MicroLas optical System است. قطر تجزیه نقاط انتخاب شده بر روی بلورهای زیرکن برابر 32 میکرون با فرکانس پنج هرتز است و با استفاده از دستگاه Agilent 7700e ICP–MS مورد تجزیه شیمیایی قرار گرفت. شیشه NIST610 برای کالیبره کردن نتایج شیمی زیرکن استفاده شده است. نتایج شیمی زیرکن در جدول 1 ارائه شده است. همچنین سه نمونه انتخاب شده توسط روش فلوئورسانس اشعه ایکس1 برای عناصر اصلی و عناصر منتخب همراه با عناصر نادر خاکی توسط روش ICP-MS در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران مورد تجزیه شیمیایی قرار گرفت (جدول 2).
با استفاده از ترکیب سنگ کل و تمرکز عناصر نادر خاکی و عناصر فرعی در زیرکن، مقدار DCe4+ zircon/rock میتواند محاسبه شود. تخمین برای DCe4+ zircon/rock و DCe3+ zircon/rock بر اساس روش (Ballard et al., 2002) به دست میآید. در این روش ضریب توزیع برای عناصر نادر خاکی سه ظرفیتی و سریهای چهار ظرفیتی مثل Hf، Th و U به ترتیب برای به دست آوردن DCe4+ zircon/rock و DCe3+ zircon/rock استفاده شد. ضریب توزیع زیرکن/سنگ کل برای یک کاتیون i در ارتباط با انرژی شبکه کرنشی تولید شده توسط جانشین شدن یک عنصر با شعاع یونی (ri) متفاوت از مقدار بهینه برای (r0) است که مبین فرمول زیر است (Blundy and Wood, 1984):
lnDi=lnD0-4π ENA/RT (ri/3+r0/6) (ri- r0)2 معادله(1)
که در اینجا D0 معادل ضریب توزیع کرنشی، E برابر مدول یانگ، NA برابر عدد آووگادرو، R نسبت گازی ثابت و T معادل دما هستند.
با پلات کردن lnDi در برابر (ri/3+r0/6) (ri- r0)2 یک ارتباط خطی بین سریهای کاتیونی هم والانس سه ظرفیتی و چهار ظرفیتی به دست میآید. با توجه به مشخص بودن شعاع یونی Ce3+ و Ce4+، ضریب توزیع این گونهها نیز بهوسیله درونیابی به دست میآید. از آنجاییکه Ce به دو صورت Ce3+ و Ce4+ وجود دارد، مقدار DCe zircon/rock بین این دو ضریب توزیع قرار میگیرد (Ballard et al., 2002) و با استفاده از معادله 1 و 2، میتوان فوگاسیته اکسیژن را به دست آورد (Smythe and Brenan, 2016). شعاع یونی برای عناصر نادر خاکی، Hf، Th و U از Shannon (1976) گرفت.
دمای تشکیل زیرکن نیز از معادله 3 محاسبه شده است (Ferry and Watson, 2007).
ln[xmelt Ce4+/ xmelt Ce3+]= 1/4 ln fO2 + 13136 (±591)/T − 2.064 (±0.011) NBO/T −8.878(±0.112).xH2O −8.955 (±0.091) معادله (2)
که در آن دما برحسب درجه کلوین هستند و بر اساس مقدار تیتانیوم در زیرکن طبق معادله 3 به دست میآید. NBO/T برابر سهم اکسیژن غیر اتصال به کاتیونهای چهار ظرفیتی هماهنگ (Virgo et al., 1988) است و بر اساس پایه بدون آب محاسبه میشود. xH2O نیز مقدار مول آب در مذاب و سنگ کل را نشان داده است.
log(Tizircon) = (5.711 ± 0.072) – 4800 ± 86/T −logaSiO2 + logaTiO2 معادله (3)
که در اینجا، Tizircon برابر محتوی تیتانیوم در زیرکن و T برابر دمای تشکیل بر اساس درجه کلوین هستند.
نتایج
الگوهای عناصر نادر خاکی به کندریت در زیرکن نشان داد، مقادیر HREE غنیشدگی شدید و مقادیر LREE تهیشدگی نشان میدهند. بر همین اساس مقادیر بهدستآمده برای N(Lu) در دایکهای پگماتیتی ملایر، بروجرد و شازند به ترتیب در بازه 5843 تا 37821، 1057 تا 84474 و 6963 تا 14045 برابر کندریت (دادههای کندریت بر اساس Sun and McDonough, 1989) است و نشاندهنده غنیشدگی شدید HREE است. مقادیر N(La/Yb) در دایکهای پگماتیتی ملایر، بروجرد و شازند کمتر از 01/0 و در بیشتر نمونهها صفر است و نشاندهنده تهیشدگی شدید از LREE است (جدول 1). دایکهای پگماتیتی دارای آنومالی منفی Eu با مقادیر 03/0 تا 28/0 (ملایر)، 02/0 تا 65/0 (بروجرد) و 08/0 تا 61/0 (شازند) و آنومالی مثبت Ce با مقادیر یک تا 38 (ملایر) و 30 تا 149 (شازند) هستند. درحالیکه نمونههای بروجرد دارای آنومالی منفی تا مثبت سریم هستند (52/0 تا 92/1). مقادیر Th/U در نمونههای مورد مطالعه کمتر از 75/0 است که نشاندهنده ماگمایی بودن زیرکنها است (Corfu et al., 2003). مقادیر Nb و Ta دارای بیشترین مقدار در دایکهای پگماتیتی بروجرد به ترتیب با مقادیر سه تا 2084 و 65 تا 308 گرم در تن هستند، این مقادیر در دایکهای پگماتیتی شازند کمترین مقدار چهار تا هفت و دو تا 19 گرم در تن را دارند. مقادیر بالای Nb و Ta در دایکهای پگماتیتی بروجرد شاید در ارتباط با ادخالهایی از کانیهای حاوی این عناصر در داخل زیرکن است. دایکهای پگماتیتی ملایر دارای مقادیر دو تا 65 برای Nb و یک تا 27 گرم در تن برای Ta هستند (جدول 1). بااینحال، مقادیر Nb/Ta در دایکهای پگماتیتی ملایر (27/1 تا 88/2)، دایکهای پگماتیتی شازند (37/0 تا 38/2) و دایکهای پگماتیت بروجرد (05/0 تا 75/6) کمتر از این مقادیر در کندریت (مقدار 5/17) است (Linnen and Keppler, 1997). مقادیر Y/Ho برای دایکهای پگماتیتی ملایر (61/27 تا 24/29)، بروجرد (72/25 تا 14/41) و شازند (28/27 تا 61/30). بهجز دایکهای پگماتیتی بروجرد همگی در گستره کندریت قرار دارند (گستره کندریت 25 تا 32 است) (Bau, 1996). مقادیر بالاتر Y/Ho در گرانیتهای حاوی قلع نیز گزارش شده است (Nardi et al., 2013) و میتواند شباهت نمونههای دایکهای پگماتیتی بروجرد با گرانیتهای نوع احیایی را نشان دهد. مقادیر Nb/Ce در دایکهای پگماتیتی ملایر (08/0 تا 69/0) و شازند (05/0 تا 67/0) در یک گستره مشابه قرار دارند، این مقدار در دایکهای پگماتیتی بروجرد (72/1 تا 4/144) مقادیر بالاتری را نشان داده است و شاید در ارتباط با تحولات ماگمایی (تفریق بیشتر) در این دایکها است (Nardi et al., 2013). مقدار Hf در دایکهای پگماتیتی شازند (2627 تا 27817 گرم در تن) کموبیش مشابه دایکهای پگماتیتی ملایر (2367 تا 34368 گرم در تن) است که کموبیش برابر با مقدار در زیرکنهای ماگمایی اولیه است (Wang et al., 2010)، این مقدار در دایکهای پگماتیتی بروجرد (36881 تا 125104 گرم در تن) نشاندهنده این است، زیرکنهای بروجرد در اثر فعالیتهای ماگمایی2 نهایی و یا نقش دگرسانی هیدروترمالی در آنها است (Wang et al., 2010; Claiborne et al., 2006).
جدول 1. نتایج شیمی زیرکن در دایکهای پگماتیتی که با روش LA-ICPMS مورد تجزیه قرار گرفته است
Samples | 01-12 | 02-12 | 03-12 | 04-12 | 05-12 | 06-12 | 07-12 | 08-12 | 01-10 | 02-10 |
Elements | Malayer pegmatite dikes | Boroujerd | ||||||||
P (ppm) | 52/1656 | 88/1606 | 68/1445 | 59/28023 | 41/1493 | 81/1383 | 04/4804 | 27/2871 | 62/1713 | 12/21095 |
Ti | 00/17 | 94/10 | 57/22 | 04/51 | 65/26 | 93/14 | 16/15 | 81/19 | 00/1 | 84/8 |
Y | 60/2287 | 08/4654 | 09/3631 | 28/17526 | 07/7887 | 44/5939 | 77/14797 | 16/3964 | 72/998 | 98/21968 |
Nb | 13/9 | 07/36 | 09/13 | 60/4 | 90/17 | 93/65 | 29/17 | 11/2 | 64/3 | 44/89 |
La | 14/11 | 84/6 | 03/0 | 06/10 | 78/2 | 94/0 | 98/8 | 02/0 | 03/0 | 55/11 |
Ce | 08/46 | 90/71 | 29/25 | 25/56 | 27/57 | 68/113 | 05/137 | 05/3 | 15/0 | 10/52 |
Pr | 82/3 | 60/2 | 35/0 | 22/18 | 54/1 | 74/0 | 36/4 | 02/0 | 00/0 | 96/16 |
Nd | 20/18 | 05/16 | 26/7 | 29/191 | 28/15 | 70/7 | 79/38 | 71/1 | 18/0 | 25/158 |
Sm | 22/9 | 27/14 | 32/14 | 00/205 | 92/25 | 83/14 | 79/55 | 14/5 | 35/1 | 99/390 |
Eu | 50/0 | 30/0 | 48/0 | 82/3 | 12/2 | 44/1 | 97/11 | 55/0 | 00/0 | 13/5 |
Gd | 66/46 | 31/87 | 25/80 | 68/607 | 07/152 | 94/101 | 51/304 | 60/41 | 42/9 | 58/1078 |
Tb | 45/15 | 88/31 | 43/28 | 23/174 | 66/54 | 56/36 | 46/110 | 78/19 | 30/8 | 62/456 |
Dy | 45/204 | 90/413 | 54/336 | 74/1832 | 84/685 | 30/502 | 13/1355 | 73/309 | 22/98 | 46/3575 |
Ho | 21/80 | 29/163 | 50/131 | 28/630 | 42/270 | 98/206 | 46/524 | 57/135 | 68/24 | 24/653 |
Er | 79/359 | 36/749 | 76/576 | 84/2522 | 57/1244 | 57/966 | 25/2356 | 88/695 | 15/104 | 70/1883 |
Tm | 36/80 | 45/163 | 08/123 | 02/485 | 35/272 | 72/219 | 28/515 | 47/184 | 09/37 | 82/431 |
Yb | 45/762 | 82/1552 | 31/1149 | 23/4181 | 95/2579 | 31/2156 | 69/5002 | 61/2052 | 22/519 | 08/4112 |
Lu | 43/148 | 45/292 | 07/217 | 03/715 | 69/487 | 61/410 | 66/960 | 51/426 | 07/94 | 85/565 |
Hf | 00/30830 | 87/34368 | 80/29555 | 50/26872 | 93/24072 | 58/31126 | 60/23670 | 61/32503 | 30/125104 | 56/50612 |
Ta | 11/5 | 83/17 | 37/6 | 62/2 | 55/7 | 06/27 | 01/6 | 66/1 | 06/69 | 98/72 |
Th | 92/469 | 25/2041 | 13/1054 | 34/647 | 39/1492 | 06/2598 | 58/3010 | 93/57 | 05/30 | 33/871 |
U | 40/962 | 00/3400 | 17/1659 | 63/1473 | 53/2001 | 69/4728 | 43/3997 | 98/860 | 30/6885 | 19/54374 |
Eu* | 07/0 | 03/0 | 04/0 | 03/0 | 10/0 | 11/0 | 28/0 | 11/0 | 09/0 | 02/0 |
Ce* | 71/1 | 12/4 | 19/64 | 01/1 | 49/6 | 84/32 | 30/5 | 75/38 | 92/1 | 90/0 |
Th/U | 49/0 | 60/0 | 64/0 | 44/0 | 75/0 | 55/0 | 75/0 | 07/0 | 00/0 | 02/0 |
(Lu)N | 80/5843 | 94/11513 | 22/8546 | 90/28150 | 58/19200 | 70/16165 | 42/37821 | 76/16791 | 93/3703 | 82/22277 |
(La/Yb)N | 01/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 |
Nb/Ta | 79/1 | 02/2 | 05/2 | 76/1 | 37/2 | 44/2 | 88/2 | 27/1 | 05/0 | 23/1 |
Y/Ho | 52/28 | 50/28 | 61/27 | 81/27 | 17/29 | 70/28 | 22/28 | 24/29 | 46/40 | 63/33 |
Nb/Ce | 20/0 | 50/0 | 52/0 | 08/0 | 31/0 | 58/0 | 13/0 | 69/0 | 11/23 | 72/1 |
ادامه جدول 1
Samples | 03-10 | 04-10 | 01-10 | 02-10 | 01-11 | 02-11 | 03-11 | 03-11 |
Elements | Boroujerd pegmatite dikes | Shazand pegmatite dikes | ||||||
P (ppm) | 04/1600 | 10/18375 | 89/26116 | 98/10299 | 52/1482 | 99/1082 | 56/1460 | 49/545 |
Ti | 24/34 | 04/15 | 63/541 | 59/71 | 11/28 | 31/41 | 14/21 | 99/10 |
Y | 24/2007 | 62/30316 | 49/27412 | 00/14012 | 22/5680 | 88/3028 | 46/5155 | 82/3374 |
Nb | 21/56 | 43/69 | 16/2084 | 82/220 | 06/5 | 12/7 | 51/4 | 40/5 |
La | 36/0 | 43/6 | 62/229 | 21/8 | 01/0 | 03/0 | 00/0 | 03/0 |
Ce | 38/0 | 85/22 | 75/372 | 33/36 | 77/22 | 64/10 | 04/20 | 44/100 |
Pr | 04/0 | 18/6 | 56/131 | 44/6 | 24/0 | 25/0 | 13/0 | 88/0 |
Nd | 20/1 | 89/38 | 14/747 | 97/47 | 19/4 | 55/5 | 71/3 | 18/14 |
Sm | 30/4 | 79/194 | 37/584 | 73/136 | 58/13 | 52/13 | 94/10 | 06/21 |
Eu | 15/0 | 76/4 | 12/177 | 28/22 | 48/2 | 77/0 | 91/2 | 95/8 |
Gd | 62/53 | 75/1221 | 86/1180 | 74/599 | 85/101 | 60/68 | 15/86 | 85/95 |
Tb | 88/39 | 19/740 | 36/488 | 34/331 | 59/37 | 12/24 | 69/33 | 56/27 |
Dy | 44/343 | 53/5906 | 87/4524 | 88/2753 | 00/510 | 25/293 | 03/453 | 98/305 |
Ho | 76/48 | 89/825 | 86/1065 | 31/426 | 04/208 | 29/108 | 96/188 | 25/110 |
Er | 42/113 | 64/1690 | 52/4114 | 34/1024 | 77/958 | 07/477 | 49/859 | 49/497 |
Tm | 33/22 | 25/278 | 57/1161 | 45/192 | 90/208 | 67/98 | 97/189 | 03/113 |
Yb | 54/209 | 65/2055 | 73/13028 | 74/1498 | 50/1945 | 92/943 | 15/1788 | 85/1162 |
Lu | 86/26 | 91/188 | 64/2145 | 48/160 | 76/356 | 87/176 | 31/331 | 86/243 |
Hf | 80/117748 | 43/58851 | 55/36881 | 00/79569 | 45/26586 | 67/27817 | 04/26275 | 22/26622 |
Ta | 74/65 | 23/66 | 74/308 | 21/208 | 44/2 | 29/19 | 04/2 | 27/2 |
Th | 07/51 | 63/476 | 73/550 | 70/3220 | 25/107 | 65/352 | 63/80 | 18/1493 |
U | 29/10858 | 50/99158 | 52/45057 | 47/24658 | 14/201 | 18/670 | 45/170 | 44/1433 |
Eu* | 03/0 | 03/0 | 65/0 | 24/0 | 20/0 | 08/0 | 29/0 | 61/0 |
Ce* | 73/0 | 88/0 | 52/0 | 21/1 | 35/95 | 08/30 | --- | 81/149 |
Th/U | 00/0 | 00/0 | 01/0 | 13/0 | 53/0 | 53/0 | 47/0 | 04/1 |
(Lu)N | 61/1057 | 61/7437 | 39/84474 | 31/6318 | 62/14045 | 39/6963 | 78/13043 | 63/9600 |
(La/Yb)N | 00/0 | 00/0 | 01/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 | 00/0 |
Nb/Ta | 0/85 | 05/1 | 75/6 | 06/1 | 07/2 | 37/0 | 22/2 | 38/2 |
Y/Ho | 16/41 | 71/36 | 72/25 | 87/32 | 30/27 | 97/27 | 28/27 | 61/30 |
Nb/Ce | 14/144 | 04/3 | 59/5 | 08/6 | 22/0 | 67/0 | 23/0 | 05/0 |
نتایج ضریب توزیع زیرکن/سنگ کل در جدول 3 ارائه شده است. نتایج ضریب توزیع زیرکن/سنگ کل نشان داد، HREE دارای بیشترین تمرکز در زیرکن هستند. تمرکز بالای HREE در زیرکن در نمودارهای عنکبوتی نرمالیز شده با کندریت نیز تأیید شده است (Ghasemi Siani et al., 2021). عناصر LREE کمترین ضریب توزیع را دارند و بهخصوص La که بین صفر تا سه برابر این مقدار در سنگ کل است (جدول 3). بهجز یک نمونه در دایکهای پگماتیتی بروجرد که ضریب توزیع La به 75/60 رسیده، به دلیل وجود ادخالهایی از کانیهای دیگر (شاید آپاتیت) در زیرکن و همچنین نقش فعالیتهای هیدروترمالی در این زیرکنها است که در بالا به آن اشاره شد (El-Bialy and Ali, 2013). غنیشدگی غیرعادی در برخی از عناصر نادر خاکی (مثل La, Ce, Nb) و عناصری مانند فسفر و تیتانیوم به دلیل ادخالهایی احتمالی مانند آپاتیت، مونازیت و روتیل در زیرکن است (El-Bialy and Ali, 2013). اورانیوم نسبت به توریوم با توجه به شعاع و بار یونی ترجیح بیشتری برای قرار گرفتن در ساختار کانی زیرکن دارد، بنابراین ضریب توزیع اورانیوم در زیرکن بیشتر از توریوم است. نسبتهای ضریب توزیع زیرکن/سنگ کل در برابر شعاع یونی عناصر در شکلهای 3 تا 5 ارائه شده است. همانطورکه از شکلها مشخص است از LREE به سمت HREE، ضریب توزیع زیرکن/سنگ کل به دلیل ترجیح بیشتر قرار گرفتن HREE در ساختار زیرکن افزایش نشان داده است. دایکهای پگماتیتی ملایر و شازند دارای ضریب توزیع زیرکن/سنگ کل متناسب با سنگ میزبان خود هستند و بیشتر نشاندهنده این است، عناصر نادر خاکی تجزیه شده بیشتر در ساختار زیرکن هستند تا ادخال کانیهای دیگر در زیرکن. از طرف دیگر، ضریب توزیع زیرکن/سنگ کل در دایکهای پگماتیتی بروجرد از نظم خوبی برخوردار نیست و بهخصوص در دو نقطه اندازهگیری شده دارای افزایش بار LREE هستند و نشاندهنده تجزیه احتمالی ادخال کانیهای دیگر (شاید آپاتیت) و نقش فرایندهای هیدروترمالی در تشکیل این زیرکنها است (Hoskin, 2005).
جدول 2. نتایج شیمی سنگ کل در دایکهای پگماتیتی. شماره 10 (بروجرد)، شماره 11 (شازند) و شماره 12 (ملایر)
Samples | 10 | 11 | 12 |
SiO2 wt.% | 56/77 | 26/73 | 13/73 |
TiO2 | 02/0 | 04/0 | 03/0 |
Al2O3 | 37/13 | 24/12 | 47/13 |
FeOT | 09/1 | 55/1 | 89/0 |
MnO | 01/0 | 14/0 | 01/0 |
MgO | 19/0 | 18/0 | 10/0 |
CaO | 33/0 | 87/0 | 64/0 |
Na2O | 35/2 | 30/2 | 76/4 |
K2O | 17/4 | 62/6 | 05/4 |
P2P5 | 28/0 | 16/0 | 42/0 |
La (ppm) | 78/3 | 01/3 | 2/3 |
Ce | 62/16 | 00/22 | 87/21 |
Pr | 25/3 | 73/2 | 55/2 |
Nd | 00/3 | 80/3 | 30/3 |
Sm | 25/1 | 35/1 | 30/1 |
Eu | 10/1 | 96/0 | 02/1 |
Gd | 20/1 | 06/1 | 61/1 |
Tb | 72/0 | 45/0 | 44/0 |
Dy | 30/4 | 56/2 | 63/2 |
Ho | 10/1 | 95/0 | 88/0 |
Er | 25/2 | 93/2 | 85/3 |
Tm | 28/0 | 43/0 | 39/0 |
Yb | 42/1 | 00/2 | 9/1 |
Lu | 19/0 | 20/0 | 22/0 |
Hf | 00/5 | 82/4 | 40/4 |
Th | 00/4 | 65/5 | 30/3 |
U | 10/4 | 60/4 | 10/4 |
Zr | 00/58 | 18/52 | 99/55 |
جدول 3. نتایج ضریبهای توزیع زیرکن/سنگ کل (عناصر نادر خاکی و برخی از عناصر کمیاب) برای دایکهای پگماتیتی بروجرد، ملایر و شازند
Samples | 01-12 | 02-12 | 03-12 | 04-12 | 05-12 | 06-12 | 07-12 | 08-12 | 01-10 | 02-10 |
Elements | Malayer pegmatite dikes | Boroujerd | ||||||||
La | 48/3 | 14/2 | 01/0 | 14/3 | 87/0 | 29/0 | 81/2 | 01/0 | 01/0 | 06/3 |
Ce | 11/2 | 29/3 | 16/1 | 57/2 | 62/2 | 20/5 | 27/6 | 14/0 | 01/0 | 14/3 |
Pr | 50/1 | 02/1 | 14/0 | 14/7 | 64/0 | 29/0 | 71/1 | 01/0 | 00/0 | 22/5 |
Nd | 52/5 | 86/4 | 20/2 | 97/57 | 63/4 | 33/2 | 75/11 | 52/0 | 06/0 | 75/52 |
Sm | 09/7 | 98/10 | 02/11 | 70/157 | 94/19 | 41/11 | 92/42 | 96/3 | 09/1 | 79/312 |
Eu | 49/0 | 29/0 | 47/0 | 74/3 | 08/2 | 42/1 | 73/11 | 54/0 | 09/0 | 67/4 |
Gd | 98/28 | 23/54 | 84/49 | 44/377 | 46/94 | 32/63 | 14/89 | 84/25 | 86/7 | 82/898 |
Tb | 12/35 | 45/72 | 61/64 | 97/395 | 23/124 | 10/83 | 04/251 | 95/44 | 53/11 | 21/634 |
Dy | 74/77 | 68/161 | 96/127 | 86/896 | 78/260 | 99/190 | 26/515 | 77/117 | 84/22 | 47/1083 |
Ho | 15/91 | 56/185 | 43/149 | 23/716 | 30/307 | 21/235 | 97/595 | 05/154 | 44/19 | 36/514 |
Er | 45/93 | 64/194 | 81/149 | 28/655 | 27/323 | 06/251 | 01/612 | 75/180 | 29/46 | 20/837 |
Tm | 06/206 | 11/419 | 59/315 | 65/1243 | 33/698 | 39/563 | 23/1321 | 00/437 | 49/132 | 22/1542 |
Yb | 29/401 | 28/817 | 90/604 | 65/2200 | 87/1357 | 90/1134 | 00/2633 | 32/1080 | 65/365 | 83/2895 |
Lu | 69/674 | 34/1329 | 70/986 | 15/3250 | 79/2216 | 40/1866 | 65/4366 | 68/1938 | 44/348 | 76/2095 |
Hf | 82/7006 | 11/7811 | 23/6717 | 39/6107 | 12/5471 | 22/7074 | 68/5379 | 18/7387 | 86/25020 | 51/10122 |
Zr | 50/8886 | 50/8886 | 50/8886 | 50/8886 | 50/8886 | 50/8886 | 50/8886 | 50/8886 | 53/8578 | 53/8578 |
U | 73/234 | 27/829 | 67/404 | 42/359 | 18/488 | 34/1153 | 98/974 | 00/210 | 33/1721 | 55/13593 |
Th | 40/142 | 56/618 | 43/319 | 16/196 | 24/452 | 29/787 | 30/912 | 56/17 | 27/17 | 25/18 |
ادامه جدول 3
Samples | 03-10 | 04-10 | 01-10 | 02-10 | 01-11 | 02-11 | 03-11 | 03-11 |
Elements | Boroujerd pegmatite dikes | Shazand pegmatite dikes | ||||||
La | 10/0 | 70/1 | 75/60 | 17/2 | 00/0 | 01/0 | 00/0 | 01/0 |
Ce | 02/0 | 38/1 | 43/22 | 19/2 | 03/1 | 48/0 | 91/0 | 57/4 |
Pr | 01/0 | 90/1 | 48/40 | 98/1 | 09/0 | 09/0 | 05/0 | 32/0 |
Nd | 40/0 | 96/12 | 05/249 | 99/15 | 10/1 | 46/1 | 98/0 | 73/3 |
Sm | 44/3 | 84/155 | 50/467 | 39/109 | 06/10 | 02/10 | 10/8 | 60/15 |
Eu | 14/0 | 33/4 | 03/161 | 26/20 | 59/2 | 81/0 | 04/3 | 32/9 |
Gd | 69/44 | 13/1018 | 05/984 | 79/499 | 09/96 | 72/64 | 27/81 | 43/90 |
Tb | 40/55 | 04/1028 | 28/678 | 20/460 | 52/83 | 60/53 | 87/74 | 25/61 |
Dy | 87/79 | 61/1373 | 30/1052 | 44/640 | 22/299 | 91/133 | 97/167 | 52/119 |
Ho | 40/38 | 31/650 | 26/839 | 68/335 | 99/218 | 98/113 | 90/198 | 95/116 |
Er | 41/51 | 40/751 | 68/1828 | 27/455 | 96/243 | 39/121 | 70/218 | 59/126 |
Tm | 75/79 | 90/1025 | 48/4148 | 35/687 | 81/485 | 47/229 | 78/441 | 86/262 |
Yb | 57/147 | 64/1447 | 16/9175 | 45/1055 | 75/972 | 96/471 | 07/894 | 43/581 |
Lu | 49/99 | 69/699 | 85/7946 | 39/594 | 79/1783 | 35/884 | 56/1656 | 28/1219 |
Hf | 77/23549 | 29/11770 | 31/7376 | 80/15913 | 86/5515 | 30/5771 | 25/5451 | 28/5523 |
Zr | 53/8578 | 53/8578 | 53/8578 | 53/8578 | 36/9535 | 36/9535 | 36/9535 | 36/9535 |
U | 57/2714 | 63/24789 | 38/11264 | 62/6164 | 73/43 | 69/145 | 05/37 | 62/311 |
Th | 44/16 | 56/16 | 19/77 | 05/52 | 98/18 | 42/62 | 27/14 | 28/264 |
شکل 3. نمودار ضریب توزیع (D(zircon/rock) در برابر شعاع یونی (نمودار سمت چپ)، نمودار لگاریتم طبیعی (ln D(zircon/rock) در برابر پارامتر شبکه کرنشی3 برای REE3+ (نمودار سمت راست) در نمونه دایک پگماتیتی ملایر
شکل 4. نمودار ضریب توزیع (D(zircon/rock) در برابر شعاع یونی (نمودار سمت چپ)، نمودار لگاریتم طبیعی (ln D(zircon/rock) در برابر پارامتر شبکه کرنشی برای REE3+ (نمودار سمت راست) در نمونه دایک پگماتیتی بروجرد
شکل 5. نمودار ضریب توزیع (D(zircon/rock) در برابر شعاع یونی (نمودار سمت چپ)، نمودار لگاریتم طبیعی (ln D(zircon/rock) در برابر پارامتر شبکه کرنشی برای REE3+ (نمودار سمت راست) در نمونه دایک پگماتیتی شازند
بحث
همانطور که جدول و نمودارهای ضریب توزیع زیرکن/سنگ کل نشان داد، عناصر HREE تمایل بیشتری برای قرار گرفتن در شبکه ساختاری زیرکن در هر سه ناحیه دارند، با این تفاوت که سازگاری این ضریب توزیع بین زیرکن و سنگکل در دایکهای پگماتیتی بروجرد کمتر از دو ناحیه دیگر است. شیمی زیرکن نشان داد، مقادیر هافنیم در دایکهای پگماتیتی بروجرد بیشتر از دو ناحیه دیگر است. با در نظر گرفتن این موضوع، میتوان مقادیر بالای هافینیم و نبود سازگاری توزیع عناصر نادر خاکی بین زیرکن و سنگ کل در دایکهای پگماتیتی بروجرد را به فرایندهای هیدروترمالی و تشکیل ادخالهایی از کانیهای حاوی عناصر نادر خاکی (شاید آپاتیت و مونازیت) نسبت داد (Zhong et al., 2018; Nardi et al., 2013; Wang et al., 2010; Claiborne et al., 2006). با در نظر گرفتن دمای تشکیل زیرکن (جدول 4)، میتوان گفت که زیرکنهای دایک پگماتیتی ملایر در دمای 754 تا 925 درجه سانتیگراد تشکیلشده که دمای کموبیش یکسان با دمای تشکیل زیرکنهای دایک پگماتیتی شازند است که دمای 754 تا 899 درجه سانتیگراد دارد. دو دمای محاسبه شده برای دایکهای پگماتیتی بروجرد دماهای بسیار بالایی را نشان داده است (971 و 1339 درجه سانتیگراد) که به دلیل ادخال روتیل در زیرکنهای تجزیه شده و مقادیر بالای تیتانیوم (به ترتیب 71 و 541 گرم در تن تیتانیوم) در ساختار این زیرکنها است. از طرفی تغییرات محتوی REE در زیرکنهای ماگمایی متاثر از فرایندهای هیدروترمالی بیشتر از زیرکنهای ماگمایی اولیه است (Nardi et al., 2013; Wang et al., 2010). این موضوع در مورد دایک پگماتیتی بروجرد با مقادیر هافنیم بالاتر و REE بالاتر صدق میکند. برای بررسی غنیشدگی LREE در نمونههای زیرکن از نمودارهای N(La) و N(Ce) در برابر محتوی هافنیم به گرم در تن استفاده شد (El-Bialy and Ali, 2013). این نمودارها نشان داد که غنیشدگی و در مواردی تهیشدگی LREE در نمونههای دایکهای پگماتیتی ناحیه بروجرد و ملایر وجود دارد (شکل 6). این غنیشدگی در نمونههای بروجرد نمود بیشتری دارد، چراکه نبود سازگاری عناصر بین زیرکن/سنگ کل در نمودار شکل 4 بهطور کامل مشهود است و این نبود سازگاری در نمونههای ملایر کمتر مشاهده شده است (شکل 3)، درحالیکه نمونههای شازند بهطور کامل سازگار هستند و نشاندهنده زیرکنهای ماگمایی اولیه است. تأثیر فرایندهای هیدروترمالی در نمونههای بروجرد بسیار بیشتر است.
شکل 6. نمودارهای N(La) و N(Ce) در برابر محتوی هافنیم به گرم در تن (El-Bialy and Ali, 2013) برای نشان دادن مقادیر بالای LREE در نمونههای زیرکن مطالعه شده را نشان داده است. دایره قرمز (بروجرد)، دایره آبی (ملایر) و دایره طوسی (شازند) را نشان داده است
مقادیر Ce4+/Ce3+ در نمونههای زیرکن مطالعه شده در جدول 4 ارائه شده است (Ballard et al., 2002). این مقادیر در زیرکن دایک پگماتیتی ملایر برابر 64/7 تا 78/31 با حذف مقادیر غیرعادی بیشینه و کمینه، در دایک پگماتیتی شازند برابر 83/2 تا 25/21 و در دایک پگماتیتی بروجرد برابر 14/0- تا 55/1 است. این مقادیر نشان میدهد، مقدار Ce4+/Ce3+ از دایکهای پگماتیتی ملایر به سمت شازند و در نهایت بروجرد کم شده است. مقدار Ce4+ در زیرکنهای متبلور شده از ماگمای اولیه بیشتر وارد ساختمان زیرکن میشود (Krauskopf, 1979) و بنابراین محتوی پایین Ce4+/Ce3+ در دایک پگماتیتی بروجرد را میتوان متبلور شدن دایک در مراحل پایانی تفریق ماگمایی در نظر گرفت. با افزایش تفریق ماگمایی و به دنبال آن فرایندهای هیدروترمالی باعث فقدان آنومالی مثبت Ce نیز در زیرکن پگماتیتهای بروجرد شده است. مقادیر Ce4+/Ce3+ در زیرکن نشاندهنده فوگاسیته اکسیژن در زمان تشکیل زیرکن است (Trail et al., 2011, 2012). با کاهش مقادیر Ce4+/Ce3+ از دایک پگماتیت ملایر به سمت شازند و در نهایت بروجرد با کاهش فوگاسیته اکسیژن و △FMQ همراه شده است (جدول 4).
جدول 4. نتایج محاسبات پارامترهای دمای تشکیل، فوگاسیته اکسیژن، مقادیر (Ce/Ce*)D و Ce4+/Ce3+
Samples | 01-12 | 02-12 | 03-12 | 04-12 | 05-12 | 06-12 | 07-12 | 08-12 | 01-12 |
Parameter | Malayer pegmatite dikes | Boroujerd | |||||||
T(C)-Ti | 12/798 | 21/754 | 41/828 | 94/925 | 97/846 | 81/784 | 41/786 | 25/814 | 63/567 |
Ce4+/Ce3+ | 33/25 | 78/31 | 64/7 | 68/0- | 37/12 | 41/66 | 71/12 | 34/14 | 55/1 |
(Ce/Ce*)D | 20/3 | 43/5 | 97/2 | 15/0 | 76/3 | 49/17 | 52/3 | 45/3 | 53/1 |
logfO2 [T(C)-Ti] | 23/21- | 32/21- | 17/20- | 60/26- | 50/18- | 46/15- | 41/21- | 22/20- | 33/37- |
△FMQ [T(C)-Ti] | 88/6- | 98/5- | 46/6- | 74/15- | 17/5- | 82/0- | 80/6- | 22/6- | 59/16- |
Sample | 02-10 | 03-10 | 04-10 | 01-10 | 02-10 | 01-11 | 02-11 | 03-11 | 03-11 |
Parameter | Boroujerd pegmatite dikes | Shazand pegmatite dikes | |||||||
T(C)-Ti | 31/734 | 16/876 | 61/785 | 05/1339 | 63/971 | 04/853 | 03/899 | 26/821 | 67/754 |
Ce4+/Ce3+ | 94/0- | 85/0- | 97/0- | 14/0- | 91/0- | 14/15 | 83/2 | 24/19 | 25/21 |
(Ce/Ce*)D | 10/0 | 12/0 | 09/0 | 40/0 | 17/0 | 45/5 | 47/1 | 89/5 | 68/5 |
logfO2 [T(C)-Ti] | 35/37- | 30/30- | 15/35- | 74/12- | 48/25- | 86/16- | 96/19- | 90/17- | 13/21- |
△FMQ [T(C)-Ti] | 53/21- | 53/17- | 53/20- | 21/6- | 38/14- | 65/3- | 62/7- | 05/4- | 79/5- |
فوگاسیته پایین اکسیژن در زیرکنهای مورد مطالعه نشان میدهد، پگماتیتهای مورد مطالعه از لحاظ توان کانیسازی ضعیف هستند و تأییدکننده پژوهشهای کانیشناسی و شیمی کانیها است (Ghasemi Siani et al., 2021). البته کانیسازیهایی همراه با گرانیتوئیدهای احیایی ازجمله قلع و تنگستن تشکیل میشود، لیکن بایستی زیرکن موجود در سنگهای گرانیتوئیدی میزبان دایکهای پگماتیتی در مناطق بروجرد، شازند و ملایر مورد بررسی قرار گیرد. این موضوع از آنجایی دارای اهمیت است که شواهدی از کانیسازی قلع و تنگستن همراه با گرانیتوئید شازند گزارش شده است و این ناحیه نیاز به بررسیهای بیشتری دارد. اگرچه گرانیتوئیدهای بارور دارای مقادیر Th/U بالای یک و مقادیر Y/Ho کمتر از 20 هستند (Nardi et al., 2013)، این نسبتها برای زیرکنهای مورد مطالعه بهترتیب کمتر از یک و بالاتر از 20 است و نشاندهنده عقیم بودن دایکهای پگماتیتی در مناطق مورد بررسی است. نمونههای مورد بررسی در گستره و یا نزدیک به گستره سینیت پگماتیتهای معرفی شده توسط (Belousova et al., 2002) قرار دارند، هرچند که برخی از نمونههای بروجرد و ملایر به دلیل تأثیر فعالیتهای هیدروترمالی تمایل به خارج از گستره دارند (شکل 7).
شکل 7. قرار گرفتن نمونههای پگماتیتی مورد مطالعه در گستره و یا نزدیک به گستره زیرکن در سینیت پگماتیت (کادر سبز رنگ) (Belousova et al., 2002). دایره قرمز (بروجرد)، دایره آبی (ملایر) و دایره طوسی (شازند) را نشان داده است
نتیجهگیری
بررسی گرانیتوئیدهای پهنه سنندج-سیرجان از لحاظ کانیسازی دارای اهمیت است و مقایسه آنها با گرانیتوئیدهای ائوسن-میوسن در کمربند ماگمایی ارومیه دختر میتواند در نوع کانیسازیهای همراه مفید واقع شود. این تحقیق پیش درآمدی بر مطالعه پگماتیتهای پهنه سنندج-سیرجان بر اساس نتایج شیمی زیرکن است. هرچند که بایستی پژوهشهای شیمی زیرکن در پلوتونهای گرانیتوئیدی پهنه سنندج-سیرجان انجام شود. نتایج این تحقیق نشان داد که ضریب توزیع عناصر نادر خاکی و عناصر جزئی در زیرکن به سنگ کل با کاهش دما کاهش یافته و سازگاری این ضریب توزیع بین زیرکن و سنگکل در دایکهای پگماتیتی بروجرد و بعداز آن ملایر به دلیل نقش فرایندهای هیدروترمالی و غنیشدگی و تهی شدگی LREE کمتر شده است. زیرکن در دایکهای پگماتیتی مورد مطالعه در گستره سنگهای پگماتیتی قرار دارد و با توجه به مقادیر Th/U و Y/Ho و فوگاسیته پایین اکسیژن در آنها، میتوان آنها را از نوع پگماتیتهای عقیم دانست.
منابع
Bau, M., 1996. Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems: evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect. Contributions to Mineralogy and Petrology, 123, 323–333. ##Ballard, J.R., Palin, M.J. and Campbell, I.H., 2002. Relative oxidation states of magmas inferred from Ce(IV)/Ce(III) in zircon: application to porphyry copper deposits of northern Chile. Contribution to Mineralogy and Petrology, 144, 347–364. ##Belousova, E.A., Griffin, W.L. and O'Reilly, S.Y., 2006. Zircon crystal morphology, trace element signatures and Hf isotope composition as a tool for petrogenetic modelling: examples from Eastern Australian granitoids. Journal of Petrology, 47, 329–353. ##Belousova, E.A., Griffin, W.L., O'Reilly, S.Y. and Fisher, N.I.I., 2002. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type. Contribution to Mineralogy and Petrology, 143, 602–622. ##Blundy, J.D. and Wood, B.J., 1994. Prediction of crystal-melt partition coefficients from elastic moduli. Nature 372, 452–454. ##Cabral, A.R. and Zeh, A., 2015. Detrital zircon without detritus: a result of 496 Ma-old fluid–rock interaction during the gold-lode formation of Passagem, Minas Gerais, Brazil. Lithos, 212–215, 415–427. ##Claiborne, L.L., Miller, C.F., Walker, B.A., Wooden, J.L., Mazdab, F.K. and Bea, F., 2006. Tracking magmatic processes through Zr/Hf ratios in rocks and Hf and Ti zoning in zircons: an example from the Spirit Mountain batholith, Nevada. Mineralogy Magazine 70, 517–543. ##Corfu, F., Hanchar, J.M., Hoskin, P.W.O. and Kinny, P., 2003. Atlas of zircon textures. In: Hanchar JM, Hoskin PWO (Eds). Review in Mineralogy and Geochemistry, 53, 469–500. ##El-Bialy, M. Z. and Ali, K. A., 2013. Zircon Trace Element Geochemical Constraints on the Evolution of the Ediacaran (600–614 Ma) Post-Collisional Dokhan Volcanics and Younger Granites of SE Sinai, NE Arabian-Nubian Shield. Chemical Geology, 360/361, 54–73. ##Ferry, J.M. and Watson, E.B., 2007. New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers. Contribution to Mineralogy and Petrology, 154, 429–437. ##Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., Bayat, S., Neubauer, F. and Cao, Sh., 2021. Geochronology, geochemistry and mineral chemistry of Malayer–Boroujerd–Shazand pegmatite dikes, Sanandaj–Sirjan zone, NW Iran. International Journal of Earth Sciences. Doi: 10.1007/s00531-021-02009-9. ##Harrison, T.M., Watson, E.B. and Aikman, A.B., 2007. Temperature spectra of zircon crystallization in plutonic rocks. Geology, 35, 635–638. ##Hofmann, A.E., Baker, M.B. and Eiler, J.M., 2014. Sub-micron-scale trace element distributions in natural zircons of known provenance: implications for Ti-in-zircon thermometry. Contribution to Mineralogy and Petrology, 168, 1057. ##oskin, P.W.O., 2005. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69, 637–648. ##Hoskin, P.W.O. and Schaltegger, U., 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53, 27–62. ##Krauskopf, K.B., 1979. Introduction to Geochemistry. McGraw-Hill, New York. 721. ##Linnen, R.L. and Keppler, H., 1997. Columbite solubility in granitic melts: consequences for the enrichment and fractionation of Nb and Ta in the earth's crust. Contributions to Mineralogy and Petrology, 128, 213–227. ##Nardi, L.V.S., Formoso, M.L.L., Müller, I.F., Fontana, E., Jarvis, K. and Lamarão, C., 2013. Zircon/rock partition coefficients of REEs, Y, Th, U, Nb, and Ta in granitic rocks: Uses for provenance and mineral exploration purposes. Chemical Geology, 335, 1–7. ##Nasdala, L., Hanchar, J.M., Rhede, D., Kennedy, A.K. and Váczi, T., 2010. Retention of uranium in complexly altered zircon: an example from Bancroft, Ontario. Chemical Geology, 269, 290–300. ##Pettke, T., Audetat, A., Schaltegger, U. and Heinrich, C.A., 2005. Magmatic-to hydrothermal crystallization in the W-Sn mineralized mole granite (NSW, Australia)—part II: evolving zircon and thorite trace element chemistry. Chemical Geology, 220,191–213. ##Rubatto, D. and Hermann, J., 2007. Experimental zircon/melt and zircon/garnet trace element partitioning and implications for the geochronology of crustal rocks. Chemical Geology, 241, 38–61. ##Schaltegger, U., 2007. Hydrothermal zircon. Elements, 3, 51. ##Sepahi, A.A., Salami, S., Lentz, D.R., McFarlane, C. and Maanijou, M., 2018. Petrography, geochemistry, and U-Pb geochronology of pegmatites and aplites associated with the Alvand intrusive complex in the Hamedan region, Sanandaj-Sirjan zone, Zagros orogen (Iran). International Journal of Earth Science, 107(3), 1059–1096. ##Sepahi, A.A., Vahidpour, H., Lentz, D.R., McFarlane, C.R., Maanijou, M., Salami, S., Miri, M., Mansouri, M. and Mohammadi, R., 2020. Rare sapphire-bearing syenitoid pegmatites and associated granitoids of the Hamedan region, Sanandaj-Sirjan zone, Iran: analysis of petrology, lithogeochemistry and zircon geochronology/trace element geochemistry. Geological Magazine, 157(9), 1499–1525. Doi: 10.1017/S0016 75682 00000 23. ##Shannon, R.D., 1976. Revised effective ionic radii and systematic studies of inter-atomic distances in halides and chaleogenides. Acta Crystallographica Section B: Structural Science, Crystal Engineering and Materials 32, 751–767. ##Smythe, D.J. and Brenan, J.M., 2016. Magmatic oxygen fugacity estimated using zircon-melt partitioning of cerium. Earth and Planetary Science Letters 453, 260–266. ##Sun, S.S. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts. Implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.). Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publications 42, 313–345. ##Trail, D., Watson, E.B. and Tailby, N.D., 2012. Ce and Eu anomalies in zircon as proxies for the oxidation state of magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 97, 70–87. ##Trail, D., Watson, E.B. and Tailby, N.D., 2011. The oxidation state of Hadean magmas and implications for early Earth's atmosphere. Nature, 480, 79–82. ##Virgo, D., Mysen, B.O. and Kushiro, I., 1980. Anionic constitution of 1-atmosphere silicate melts: implications for the structure of igneous melts. Science 20, 1371–1373. ##Wang, X., Griffin, W.L. and Chen, J., 2010. Hf contents and Zr/Hf ratios in granitic zircons. Geochemical Journal 44, 65–72. ##Watson, E.B., Wark, D.A. and Thomas, J.B., 2006. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contribution to Mineralogy and Petrology, 151, 413–433. ##Zeh, A., Gerdes, A., Will, T.M. and Frimmel, H.E., 2010. Hafnium isotope homogenization during metamorphic zircon growth in amphibolite-facies rocks: examples from the Shackleton Range (Antarctica). Geochimica et Cosmochimica Acta, 74, 4740–4758.##
Formation temperature, oxygen fugacity and Ce4+/Ce3+ ratio with using zircon chemistry in the pegmatitic dikes of Malayer-Boroujerd-Shazand, Sanandaj-Sirjan zone
Ghasemi Siani, M.1
1Assistant Professor, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University
Abstract
The Granitoid plutons in the Sanandaj-Sirjan zone are host of numerous pegmatitic dikes. This study focused on mineral chemistry of zircons in the pegmatite dikes in the Malayer, Boroujerd and Shazand district to evaluate zircon crystallization temperature, oxygen fugacity and Ce4+/Ce3+ ratio and also zircon/rock partition coefficients of REEs and U, Th, Ta, Nb and Y. Trace element discrimination digrams such as Th versus Y and Yb/Sm versus Y and Nb, indicated studied zircons located in the syenite pegmatite field. Zircon/rock partition coefficients indicate that zircon granis are inriched in the HREE than LREE. Zircon chemistry show that zircon in the Shazand and Malayer pegmatite dikes have more Hf and less REE distribution than zircons in the Boroujerd pegmatite dikes indicates role of latter hydrothermal process in the formation of Boroujerd zircons. Crystallization temperature, oxygen fugacity and Ce4+/Ce3+ ratios decrease from Malyer to Shazand and finaly Boroujerd pegmatite dikes. Reduce condition of magmatism, Th/U contents below 1 and Y/Ho content higher than 20 indicates that these pegmatities are barren.
Keywords: Zircon chemistry, Pegmatitic dikes, Partition coefficient, REEs, Oxygen fugacity, Sanandaj-Sirjan zone
[1] XRF
[2] Late Magmatic
[3] Lattice-strain parameter
