استفاده از عناصر کمیاب و نادر خاکی در تعیین منشاء ماگمای سازنده توده‌های نفوذی گرانودیوریتی- گرانیتی و دیوریتی مجموعه پلوتونیک قروه

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران

چکیده

مجموعه پلوتونیک قروه در جنوب قروه، 80 کیلومتری شمال­غرب همدان، در مختصات جغرافیایی¢42 º47 تا º48 طول شرقی و ¢50 º34 تا ¢10 º35 عرض شمالی قرار دارد. این مجموعه در پهنه سنندج- سیرجان جایگزین شده است. نفوذی­های مافیک و فلسیک در این مجموعه شناسایی شده است و این مقاله بر بررسی­های ژئوشیمیایی سه واحد اصلی گرانودیوریت، گرانیت و دیوریت گابروئی متمرکز است. این واحدها بر اساس مشاهدات صحرایی، ویژگی­های کانی­شناسی و ژئوشیمیایی تفکیک شده‌اند. دیوریت­ها به‌سبب محتوی سیلیس‌شان (48 تا 54 درصد) و نیز فراوانی کم عناصر ناسازگارشان Ba)، Nb و (La نسبت به گوشته­ غنی‌شده، مشخص می­شوند، لیکن مقادیر این عناصر با فراوانی آنها در پوسته میانی شبیه است. افزون بر این، آنها از نسبت 98/0 – 54/1 Al2O3/(MgO + FeOt) = و نسبت مولی 59/0 – 71/0 CaO/(MgO + FeOt) = برخوردار هستند. بنابراین، احتمالاً منشأ ماگمای دیوریتی ذوب پوسته مافیک بوده است. شاخص­های ژئوشیمیایی و حجم زیاد سنگ‌های گرانیتوئیدی (گرانودیوریت و گرانیت) با این موضوع که آنها از طریق تفریق بلورین ماگمای والد بازالتی مشتق از گوشته توأم با آلایش به­وجود آمده باشند، سازگار نیست. سنگ‌های گرانودیوریتی و گرانیتی دارای مقادیر متوسطی از نسبت مولیAl2O3/(MgO + FeOt)  و CaO/(MgO + FeOt) هستند. این مشخصه بر ذوب­بخشی بدون آب متاگری‌واک­ها، به‌عنوان منبع پروتولیت، برای این گروه از سنگ‌ها (گرانودیوریتی –گرانیتی) دلالت دارد. بررسی داده ­های ژئوشیمیایی عناصر REE، Yو Sr در واحدهای اخیر نشان می­دهند که پلاژیوکلاز و آمفیبول، بدون حضور گارنت، فازهای اصلی تفریق‌یافته در طی جدایش مذاب هستند

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Using trace and rare elements to determine the sources of the granodioritic-granitic and dioritic magmas in the Qorveh Plutonic Assemblage

نویسنده [English]

  • Ashraf Torkain
همدان- خیابان شهید فهمیده- دانشگاه بوعلی سینا- گروه زمین شناسی
چکیده [English]

The Qorveh Plutonic Assemblage (QPA) is located in south of Qorveh, about 80 Km NW Hamedan, between 47˚ 42´ and 48˚ E-longitude and between 34˚ 50´ and 35˚ 10´ N-latitude. It was emplaced in a Sanandaj-Sirjan Zone (SSZ). Mafic and felsic intrusions have been identified within the QPA and this paper focuses on the geochemistry of three main units of this assemblage. These units have been identified on the basis of field observations, mineralogical and geochemical characteristics consisting of diorites, granodiorites and granites. The gabbro-diorite plutons are characterized by SiO2 contents between 48 and 54 wt %, low abundances of incompatible elements (Ba, Nb and La) relative to mantle, but rather are similar to their average in the middle crust. In addition, they have Al2O3/(MgO+FeOt)= 0.98-1.54 and molar CaO/(MgO+FeOt)= 0.59-0.71 and they were probably derived from a mafic crustal source. The geochemical features combined with the high volume of the granitoid rocks (the granodiorite and granite) are inconsistent with an origin via the differentiation of mantle-derived basaltic parent magma and assimilation. The granodioritic and the granitic rocks show moderate values of molar Al2O3/(MgO+FeOt) and molar CaO/(MgO+FeOt) suggesting an origin involving dehydration melting of a metagreywacke source. Geochemical data on REEs, Y, Rb, and Sr in the latter units indicate that amphibole and plagioclase in the absence of garnet, were the major fractionating phases during magma segregation.

کلیدواژه‌ها [English]

  • granodiorite
  • Sanandaj- Sirjan zone
  • Granite
  • Mafic crust
  • Metagreywacke
  • Sanandaj
  • Sirjan zone
  • Qorveh

مقدمه

مطالعه توده­های نفوذی گرانیتوئیدی در کلیه محیط­های تکتونیکی از اهمیت فوق­العاده­ای برخوردار هستند. مطالعه این توده­ها که سازندگان اصلی کمربندهای کوهزایی هستند، در محیط­های همگرا جایگاه و اعتبار ویژه­ای دارند، زیرا که تعیین سرشت ماگمای سازنده آنها در بررسی­ها و مطالعات ژئودینامیک پوسته این مناطق بسیار مهم و ارزشمند است. توده­های نفوذی گرانیتوئیدی و یا به‌عبارتی، باتولیت­های گرانیتوئیدی از گوناگونی ترکیبی گسترده­ای برخوردارند. به اعتقاد Altherr و همکاران (2000) عوامل متعدد زیر در این گوناگونی ترکیبی بیش از هر عامل دیگری مؤثرند:

 الف) ترکیبات متفاوت ناحیه منشأ؛

ب) شرایط متغیر ذوب؛

ج) واکنش­های شیمیایی و فیزیکی پیچیده بین ماگماهای فلسیک و مافیک؛

د) آلایش پوسته­ای.

از سوی بسیاری از محققان (Wolf and Wyllie, 1994; Rapp, 1995; Rapp and Watson, 1995; Patin˜o Douce, 1996; Patin˜o Douce and Beard, 1996) برای مثال ذوب بدون آب بخش­های مستعد پوسته قاره­ای در دمای 780 درجه سانتی­گراد منجر به تشکیل ماگماهای کالک‌آلکالن تونالیتی تا گرانیتی می‌گردد. این دما در کمربندهای کوهزایی در رژیم­های تکتونیکی همگرا بین 850 تا 600 درجه سانتی­گراد است (Chapman, 1986).

حضور ماگماهای مافیک، اعم از دیوریت­های گابرویی و یا گابروها، به‌صورت توده­های مجزا و یا حتی انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در سنگ‌های میزبان فلسیک­تر در این محیط­ها، از وجود ماگماهای مافیک گوشته­ای حکایت دارد که با افزایش دما، در ناحیه پوسته، سنگ‌های این ناحیه را ذوب کرده و ماگماهایی با ترکیب دیوریتی- گرانیتی را به‌وجود آورده­اند. توده‌های مورد بررسی در این مقاله، بخشی از مجموعه پلوتونیک قروه هستند. این مجموعه در کمربند کوهزادی زاگرس، در پهنه سنندج- سیرجان (Stocklin, 1968) قرار دارد. این پهنه تکتونیکی از فرورانش و برخورد صفحة عربی و خرده قارة ایران مرکزی در زمان کرتاسه پایانی تا ترشیری شکل گرفته است (Berberian and King, 1981; Mohajjel and Fergusson, 2000; Ghasemi and Talbot, 2005) توده­های مورد مطالعه ترکیب گرانودیوریتی، گرانیتی و دیوریتی دارندکه در جنوب قروه، در 80 کیلومتری شمال‌غرب همدان، نفوذ کرده­اند. پیش از این، پتروگرافی و پترولوژی مجموعه پلوتونیک جنوب قروه از سوی مؤلف و همکاران (1387) بررسی شده، لیکن با تکیه ویژه بر داده­های ژئوشیمیایی سنگ کل، با استفاده از تجزیه­های دقیق‌تر و جامع‌تر کنونی، این مقاله سعی می‌کند که منشأ ماگماهای سازندة این توده­ها را مشخص نماید. با این‌حال، توصیف صحرایی و مطالعات پتروگرافی جزیی­تر توده­های مورد مطالعه را ضروری دانسته، به این موارد نیز اشاره­ای خواهد شد.

 

زمین­شناسی منطقه مورد مطالعه

حرکات کوهزایی و عملکرد حرارتی فازهای مختلف ماگمایی مجموعه پلوتونیک قروه که توده­های مورد نظر در این مقاله جزیی از آن هستند، از جمله عواملی هستند که مطالعه زمین­شناسی منطقه را، به‌سبب به‌هم­ریختگی ساختار اولیه رسوبی و چینه­شناسی و تبلور مجدد سنگ‌ها (به‌ویژه آهک­ها)، با دشواری همراه نموده است. با این حال، تریاس قدیمی‌ترین واحد چینه‌شناسی این منطقه است. رسوبات تریاس از دولومیت کاملاً بلورین و خرد­شده تشکیل شده است. روی این واحد چینه­ای را شیل، شیست و ولکانیک­های مشابه با سازند شمشک در البرز ایران مرکزی، به سن ژوراسیک، می­پوشاند.

آخرین توالی رسوبی به‌ظاهر پیوسته مزوزوئیک- ترشیری ، شیل­ها و ماسه سنگ‌های دارای عدسی­های آهکی به‌همراه سنگ‌های آتشفشانی هستند که به‌طور همساز بر روی رسوبات کرتاسه بالا- پالئوسن قرار دارند. این واحدها همگی از حادثه دگرشکلی و دگرگونی مرتبط با واقعه مهم تکتونیکی باز و بسته شدن اقیانوس تتیس جوان در مزوزوئیک- ترشیری متأثر شده­اند. دگرگونی در این منطقه در حد رخساره آمفیبولیت است و دگرگونی مجاورتی حاصل از نفوذ مجموعه پلوتونیک قروه در سنگ‌هایی که قبلاً در مزوزوئیک متحمل دگرگونی ناحیه­ای شده بودند، تا رخساره پیروکسن هورنفلس (حریری، 1374) پیش‌ رفته است.

منطقه مورد مطالعه به‌سبب قرار گرفتن در پهنه فعال و نا آرام تکتونیکی سنندج- سیرجان دارای گسل‌ها و درزه­های بسیاری است (شکل 1).

به اعتقاد حسینی (1376) تحت تأثیر رخدادهای تکتونیکی کوهزایی کیمیرین میانی سه نوع دگرشکلی، به ترتیب زمان وقوع، به‌صورت چین­های کوچک مقیاس و تورق، چین­­خوردگی تورق و چین­های نسل اول و بالاخره ساخت ورقه­ای (فولیاسیون) منظم و فراگیر در سنگ‌های دگرگونی و تشکیل چین­هایی که سطح محوری آنها با جهت فولیاسیون فوق همخوانی دارد، به‌وجود آمده­اند.

 

 

شکل 1-  نقشه زمین­شناسی ساده‌ شده توده­های نفوذی مورد مطالعه (مرز­بندی بر اساس حسینی، 1376).

 

 


روش انجام پژوهش

پس از جمع­آوری و بررسی اطلاعات، گزارش‌ها و نقشه‌های مربوط به منطقه، بررسی­ روابط صحرایی در قالب موارد زیر انجام گرفت:

1- شناسایی توده­های نفوذی با ترکیب مختلف و برداشت­های زمین­شناسی در ارتباط با نوع تماس، وجود و عدم وجود تغییرات بین محل تماس توده­ها و غیره؛

2- نمونه­برداری بیش از 100 نمونه از توده­های مختلف؛

3- تهیه مقاطع نازک از نمونه­های واحدهای نفوذی برای مطالعات پتروگرافی نمونه­ها؛

4- انتخاب 19 نمونه از سنگ‌ها جهت مطالعات ژئوشیمیایی و ارسال آنها به آزمایشگاه ژئوآنالیتیکال دانشگاه واشنگتن (امریکا) به‌منظور تجزیه سنگ­کل برای تعیین مقادیر عناصر اصلی، کمیاب و نادر خاکی. این نمونه­ها که همگی در این آزمایشگاه با هاون آگات پودر گردیده بودند، به روش­های XRF و ICP-MS تجزیه شدند.

داده­های تجزیه برای عناصر (SiO2، TiO2، Al2O3، MgO، Fe2O3، MnO، CaO، Na2O، K2O، P2O5، Ba، Rb، Sr، Ga، Nb، Hf، Zr، Y، Th، U، Cr، Ni، Sc، V، Cu، Pb، Zn، La، Ce و Nd) با استفاده از دستگاه اسپکترومتر فلوئورسانس اشعه ایکس (XRF) انجام شده است. درعین‌حال، عناصر ( Sm، Eu، Gd، Tb، Dy، Ho، Er، Tm، Yb و Lu) به‌روش ICP-MS با دستگاه طیف‌سنج مدلSCIEX ELAN 250 تجزیه شده­اند. حد آشکارسازی غلظت برای عناصر اصلی 01/0 تا 1/0 درصد وزنی و برای عناصر کمیاب و نادر خاکی ppm 10 است. استانداردهای مورد استفاده شامل BCR-P، MON-01 و GMP-01 هستند.

روابط صحرایی و پتروگرافی

مجموعه پلوتونیک قروه که در رخنمون دو بعدی ان‌ایزوتروپ، بیضی شکل و دارای کشیدگی در امتداد NW-SE است، از واحدهای مختلف سنگی تشکیل شده است. همان‌گونه که اشاره شد، این مقاله بر مطالعه واحدهای گرانیتوئیدی (گرانودیوریتی، گرانیتی) و دیوریتی متمرکز شده است. واحد دیوریتی، سازنده اصلی ارتفاعات کوه دروازه است، در شمال واحدهای گرانیتوئیدی قرار دارد و واحدهای گرانودیوریت و گرانیت ارتفاعات پریشان و بدر را به‌وجود آورده است. مرز بین واحدها کاملاً مشخص و ناگهانی است و فاقد هرگونه حاشیه واکنشی و تغییرات تدریجی در لیتولوژی و نوع سنگ است (شکل 1).

 

واحد دیوریت

 این واحد به‌صورت استوک و توده‌های نفوذی کوچک و پراکنده رخنمون دارد. همبری این نفوذی‌ها با سنگ دربرگیرنده در اکثر جاها کاملاً تیز و واضح است. در بخش عمده­ای از واحد دیوریتی که در شمال منطقه مورد مطالعه برونزد دارد، ساخت ورقه­ای مشخصی مشاهده می­شود. به‌لحاظ ضریب رنگینی مزوکرات تا ملانوکرات است و از ساخت گرانولار تا پورفیروئیدی برخوردار است. طیف سنگ­شناسی این واحد شامل دیوریت- گابرویی، دیوریت، کوارتز- دیوریت، کوارتز مونزودیوریت و مونزونیت است. سنگ‌های واحد دیوریتی دارای ترکیب کانی­شناسی مودال زیر هستند: پلاژیوکلاز (% 25-59)، آمفیبول (% 17-21)، بیوتیت (% 2-7)، کوارتز (% 2-14)، آلکالی‌فلدسپار (% 15-6) و به‌ندرت پیروکسن. زیرکن، آپاتیت و اکسیدهای فلزی کانی‌‌های جزیی محسوب می‌­شوند (شکل a2). بافت این سنگ‌ها دانه­ای (گرانولار) است، اما گاهی بلورهای درشت پلاژیوکلاز (mm 5-3) بافت پورفیروئیدی را به ‌نمایش می­گذارد. بلورهای نسبتاً درشت پلاژیوکلاز نیمه‌شکل­دار تا شکل­دار بوده، از ساخت منطقه­بندی (زونینگ) برخوردار هستند. آمفیبول این سنگ‌ها نیمه‌شکل­دار و از نوع هورنبلند سبز است. اندازه بلورهای این کانی از ریز تا متوسط متغیر است. بلورهای درشت‌تر آمفیبول گاهی هسته‌هایی از پیروکسن را در خود جای داده که این حالت در بافت حاکی از آن است که پیروکسن در شرایط سولیدوس پایدار نبوده است (Anderson, 1984). کوارتز و آلکالی‌فلدسپار به‌صورت بین­روزنه­ای (اینترستیتال) فضای بین پلاژیوکلاز و آمفیبول را پر نموده است.

 

واحد گرانودیوریت

این واحد سنگی به تبعیت از کشیدگی مجموعه پلوتونیک، به‌صورت توده بیضی مانندی در امتداد شمال غرب- جنوب شرق، برونزد دارد. سنگ‌های این واحد، بیشتر در بخش مرکزی و جنوبی منطقه جغرافیایی مورد نظر این مقاله قرار دارد. این واحد پیش از این با ترکیب مونزودیوریت معرفی شده بود (ترکیان و همکاران، 1387). ترکیب سنگ‌شناسی واحد گرانودیوریت از تونالیت، مونزونیت کوارتزدار تا گرانودیوریت متغیر است. این سنگ‌ها متوسط تا درشت‌دانه‌، ساخت آنها دانه­ای نیمه­‌شکل­دار (هیپ‌ایدیومورفیک­گرانولار) و ضریب رنگینی آنها متناسب با فراوانی کانی­های تیره (فرومنیزین) متفاوت است. ترکیب‌ کانی‌شناسی مودال آنها را پلاژیوکلاز (%38-30)، هورنبلند سبز (% 22-10)، کوارتز (%14-20)، آلکالی فلدسپار (% 20-15) و بیوتیت (کم‌تر از %5) تشکیل داده است (شکل b2). زیرکن، آلانیت، آپاتیت، اسفن و مگنتیت کانی‌های اصلی را همراهی می‌کنند. در این سنگ‌ها پلاژیوکلازها به‌صورت تیغه‌ای شکل (Lath)، نیمه‌شکل­دار تا گاهی شکل­دار، و به‌طول 3-1 میلی‌متر ظاهر می‌گردند. پلاژیوکلازها دارای ماکل آلبیت هستند و وجود ساخت منطقه­بندی­ در آنها معمول و عادی است. بلورهای آلکالی‌فلدسپار بیشتر به‌صورت ارتوز پرتیتی هستند. آلکالی‌فلدسپارها در مجاورت با پلاژیوکلازها بافت میرمکیت تشکیل می‌دهند. بلورهای نیمه‌شکل­دار تا شکل­دار آمفیبول از نوع هورنبلند سبز با ترکیب شیمیایی منیزیوهورنبلند (ترکیان، 1387) است که گاهی ماکل کارلسباد بسیار جالبی را به نمایش می‌گذارند. این کانی در سنگ‌هایی که تحت‌تأثیر دگرسانی قرار گرفته­اند، به مجموعه‌ای از بیوتیت‌، کلریت و اپیدوت و حتی پرهنیت تبدیل شده‌ است.

 

واحد گرانیت

 توده نفوذی کشیده­ای که در جنوب منطقه مورد مطالعه قرار دارد، از ترکیب گرانیتی برخوردار است. آپوفیرهایی از این ترکیب در سنگ‌های دگرگونی مشاهده شده است. دامنه متغیر ترکیب کانیایی این واحد سنگی موجب گردیده که مجموعه­ای از سنگ‌هایی با ترکیب سینوگرانیت، مونزوگرانیت و آلکالی­فلدسپار گرانیت در کنار یکدیگر یافت شوند. بیوتیت، زیرکن، آپاتیت، اسفن، آلانیت و اکسیدهای آهن به‌همراه کانی‌های اصلی آلکالی‌فلدسپار، کوارتز و پلاژیوکلاز ترکیب کانی‌شناسی این سنگ‌ها را تشکیل می‌دهند (شکل c2).

گاهی هورنبلند به‌صورت بسیار جزیی در کنار بیوتیت‌ها مشاهده می‌شود. پلاژیوکلازها دارای ماکل آلبیت- کارلسباد و به‌صورت نیمه‌شکل‌دار متبلور شده­اند و گاهی آنها را نوارهایی از رورشدی­های آلکالی‌فلدسپار (پرتیت) احاطه کرده است. آلکالی‌فلدسپار عمدتاً شامل کانی‌های ارتوز پرتیتی و میکروکلین است. بافت گرانولار معمول است، اما به‌طور محلی با وجود فلدسپار‌های نسبتاً درشت بلورتر، بافت پورفیروئیدی نیز در این سنگ‌ها شکل گرفته است. از دیگر بافت‌ها می‌توان به بافت را پاکیوی و آنتی‌راپاکیوی نیز اشاره نمود. کوارتز علاوه بر بلورهای درشت، گاهی به‌صورت ریزدانه با خاموشی موجی فواصل بین کانی‌های بزرگ‌تر را پر کرده است.

 

 

   

شکل 2- تصاویر میکروسکوپی a) دیوریت، b) گرانودیوریت و c) گرانیت (P.P.L.). علائم اختصاری نام کانی‌ها از Kretz (1983) اقتباس گردیده است.

 

 


ژئوشیمی

عناصر اصلی

دامنه محتوی SiO2 برای واحدهای دیوریت-گابرویی تا دیوریت (48-54 درصد) و گرانودیوریت و گرانیت (64-76 درصد) است (جدول 1). این مجموعه از نظر درجه اشباعی از آلومینا، در نمودار تغییرات A/CNK در مقابل A/NK در قلمرو گرانیتوئیدهای متاآلومین قرار دارد (ترکیان، 1387). تصویر نمونه­های واحدهای سنگی دیوریتی و گرانودیوریتی- گرانیتی مورد مطالعه در نمودار AFM بیانگر ترکیب کالک­آلکالن بودن آنهاست (شکل 3). دیوریت­ها در مرز بین سری کالک‌آلکالن متوسط تا کم پتاسیم و واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی از نوع کالک­آلکالن­های متوسط پتاسیم هستند (شکل 4).

 

شکل 3- نمونه­های واحدهای سنگی دیوریتی و گرانودیوریتی- گرانیتی مورد مطالعه در نمودار AFM که بیانگر ترکیب کالک‌‌آلکالن بودن آنها است. مرز جدا­کننده سری­های کالک­آلکالن از تولئیتی بر اساس Irvine and Baragar (1971) ترسیم شده است.

 

شکل 4- نمودار K2O در مقابل سیلیس. نمونه­های واحد دیوریتی در محدوده پتاسیم متوسط تا پتاسیم کم و سنگ‌های واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی در قلمرو کالک­آلکالن­های متوسط پتاسیم قرار گرفته­اند [داده‌های خطوط از Le Maitre (1989) و Rickwood (1989)]. علائم مانند شکل 3 است.

 

نمودارهای هارکر واحدهای مجموعه مورد مطالعه نشان می‌دهند که نمونه­ها فاقد همپوشانی هستند (شکل 5). MgO، Fe2O3،MnO، TiO2و CaO با افزایش محتوای سیلیس رو به کاهش می‌گذارند؛ در حالی‌که K2O با افزایش مقدار SiO2 روند افزایشی و Al2O3 و NaO2 زنگی شکل (Bell shape) هستند. این نمودار‌ها نشان می‌دهند که بین واحدهای فلسیک (گرانودیوریت و گرانیت) ارتباط ژنتیکی برقرار است، در حالی‌که واحد دیوریت به نظر می‌رسد که از منشأ مختلفی سرچشمه گرفته و یا توسط فرآیند ماگمایی متفاوتی با آنچه که در تشکیل واحدهای فلسیک مؤثر بوده، تشکیل شده باشد (شکل 5).

 

عناصر کمیاب و نادر خاکی

 نظیر آنچه که در عناصر اصلی اشاره شد، نمودارهای تغییرات عناصر کمیاب و نادر خاکی در مقابل SiO2(شکل 6) برای واحد دیوریتی منشأ یا فرآیند ماگمایی متفاوتی را پیشنهاد می‌کنند. فراوانی عناصر Cs، Th، U، La و Rb با افزایش محتوی سیلیس ماگما رو به فزونی می‌گذارد، در حالی‌که عناصر Ni، Cr و Sr کاهش نشان می‌دهند (جدول 1). عناصر Nb و Ba منحنی­های زنگی شکل دارند. سیرکاهشی مقدار محتوی Sr در واحدهای دیوریتی و گرانودیوریت - گرانیتی حاکی از آن است که استرانسیم عنصری سازگار است و رفتار این عنصر بر نقش تفریق پلاژیوکلاز در تشکیل سنگ‌های مختلف این واحدها دلالت دارد، اما عنصر Ba رفتاری متفاوت داشته، به‌عنوان عنصری ناسازگار عمل می‌کند. در نمودار Ba در مقابل Sr/Nd نشان داده شده که نمونه‌های واحد دیوریتی در قلمروی Sr/Nd بالا - Ba پایین قرار می‌گیرند، در حالی‌که سایر واحدها دارای Sr/Nd پایین - Ba بالا هستند ( شکل a7). از طرف دیگر، روند پیوسته‌ای که از دیوریت‌های دارای Sr بالا - Rb پایین و گرانودیوریت تا گرانیت‌های با Sr پایین - Rb بالا وجود دارد، نکته ارزشمند پتروژنتیکی دیگری است که به روشنی از نمودار Rb در مقابل Sr قابل استنباط است (شکلb7). برای سنگ‌های واحدهای مورد مطالعه، نمودارهای عنکبوتی (شکل 8) و نمودار توزیع عناصر نادر خاکی (شکل 9) بهنجارسازی (نورمالیز) شده ترسیم گردیده است.

 

جدول1- ترکیب شیمیایی واحدهای دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی. (- ): به معنای عدم تعیین میزان عنصر، (†) به روش ICP-MS تجزیه شده است.

Mg#: molar 100*Mg/(MgO+FeOt); A/MF: molar Al2O3/ (MgO+FeOt); C/MF: molar CaO/ (MgO+FeOt) and K/N: molar K2O /Na2O.

نمونه

گرانیت

 

گرانودیوریت

 

دیوریت تا دیوریت-گابروئی

(wt% )

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

69.77

75.77

69.54

71.67

 

64.27

63.76

65.58

67.19

67.21

67.99

67.85

 

54.31

48.24

50.91

52.61

48.83

49.12

54.32

53.60

TiO2

0.34

0.15

0.24

0.26

 

1.13

0.61

0.936

0.60

0.37

0.30

0.63

 

1.625

1.411

1.263

1.716

1.616

1.626

1.124

0.942

Al2O3

14.26

13.49

14.71

14.02

 

15.68

16.36

15.12

15.59

15.17

15.4

15.21

 

16.12

16.81

16.8

15.72

15.78

15.85

16.74

16.99

FeOT

3.03

0.71

2.01

1.93

 

4.84

5.02

4.41

1.92

3.03

2.84

3.13

 

8.10

9.29

8.53

9.29

10.43

10.50

7.28

6.67

MnO

0.05

0.01

0.04

0.03

 

0.10

0.11

0.079

0.03

0.06

0.06

0.04

 

0.08

0.18

0.16

0.21

0.19

0.20

0.13

0.13

MgO

0.51

0.19

0.14

0.30

 

1.45

0.75

0.95

0.89

0.89

0.31

0.73

 

3.53

7.32

6.51

4.97

7.41

7.43

5.30

5.30

CaO

1.73

2.05

0.72

0.93

 

3.24

3.06

2.29

2.39

1.94

1.25

1.96

 

6.96

10.05

9.68

8.67

10.96

11.04

9.38

8.54

Na2O

4.01

5.82

4.91

3.94

 

5.05

4.90

4.71

4.7

4.15

4.49

4.49

 

4.06

2.75

3.3

3.83

2.76

2.78

3.53

3.87

K2O

4.52

0.68

5.43

4.82

 

2.94

3.02

4.30

5.01

4.89

5.28

4.44

 

2.90

1.34

1.13

1.23

0.58

0.58

0.59

1.07

P2O5

0.08

0.01

0.04

0.05

 

0.32

0.16

0.195

0.10

0.07

0.49

0.13

 

0.30

0.22

0.19

0.32

0.20

0.20

0.24

0.18

Total

98.29

98.88

97.78

97.95

 

99.02

97.76

98.57

98.41

97.77

97.95

98.6

 

97.98

97.61

98.45

98.57

98.75

99.31

98.62

97.59

Mg#

24.85

35.11

12.29

31.09

 

37.5

22.77

30.11

48.8

36.8

18.03

31.81

 

46.56

61.20

60.40

51.64

58.8

58.59

59.36

61.37

C/MF

0.55

2.53

0.41

0.48

 

0.56

0.62

0.09

0.87

0.54

0.48

0.57

 

0.62

0.57

0.62

0.61

0.59

0.62

0.71

0.67

A/MF

5.12

18.11

9.18

8.01

 

3

3.62

3.76

6.45

4.64

6.52

4.83

 

1.58

1.1

1.18

1.22

0.94

0.98

1.40

1.48

K/N

0.74

0.1

0.73

0.8

 

0.38

0.2

0.60

0.73

0.78

0.77

0.65

 

0.47

0.32

0.23

0.21

0.13

0.13

0.11

0.10

(ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ba

516.5

78.2

138.9

301.9

 

690

620.6

729.5

872.4

840.6

975.6

808.6

 

577.9

153.3

150.6

246.6

97.7

99.7

154.2

194.4

Rb

163.2

19.7

188.6

191

 

82.8

89.7

128

86.1

161.9

166.4

100.3

 

107.7

100.5

76

62.4

14.4

14.8

15.7

42

Sr

128

278.7

37.8

103.5

 

287.8

280

156.6

169.8

127.1

109.2

180.5

 

335.9

300.9

303.8

319.1

267.4

269.4

361.4

440.4

†Cs

2.34

0.37

2.26

4.3

 

0.88

1.11

0

-

2.95

2.55

0.78

 

1.97

3.66

1.98

-

-

-

0.75

1.42

Ga

26.6

30.6

30.8

23.9

 

27.6

29.3

25.5

23.1

24.3

27.6

25.7

 

25.7

21.5

21.8

24.2

21

24.1

22.6

23.3

†Ta

2.32

-

2.36

2.06

 

1.99

1.94

35695.59

-

1.95

2.19

1.83

 

1.02

0.53

0.66

-

-

-

0.74

0.64

Nb

40.5

48.6

40.6

27.6

 

39.8

39.9

-

32.9

30.3

43.2

34.9

 

18.9

11.9

13

19

7.6

7.2

13.3

12.2

Hf

8.59

-

11

7.59

 

6.78

13.1

42.5

-

8.33

8.13

10.79

 

4.42

2.69

3.2

-

-

-

3.63

2.87

Zr

422.4

434.3

556.6

364.8

 

378.3

819.9

-

1002.7

432.1

436.7

617.8

 

228.5

149.4

180.8

203.8

127

126.3

205.6

151.7

Y

60.8

50

63

35.7

 

53.8

50.2

670.2

45

47.2

58.7

47.1

 

42.3

30.9

31.7

44.8

43.2

42.3

37

32.5

Th

25

114.2

28.5

28.4

 

10.7

15.8

5611

19.9

20

11.4

22.1

 

6.8

1.8

3.4

4.6

0.8

1.9

3.8

3.6

U

3.9

10.7

5.2

5.3

 

3.7

2.6

79.2

5.9

5.5

3

1.9

 

3.3

0.3

0.4

2.5

-

1

0.3

2.5

Cr

11.4

7.2

3.9

5.7

 

3.9

4.4

17

13.9

30.5

5.1

8.5

 

51.2

311

289.1

143.7

300.8

340.8

96.9

178

Ni

3.4

5.6

2.2

3.2

 

3.1

4

5

7.7

15

1.1

16.7

 

12.2

98.8

79.4

26.2

98.5

99.8

33.5

46.7

Sc

11.4

7.1

6.3

6.3

 

18.9

17.9

5.6

8.9

13.3

10.3

12.1

 

39.7

49.1

45.9

45.4

68.4

69.5

44.6

44.3

V

24

9.1

6.3

19.6

 

115.6

37.7

3.2

60

33

11.2

56.3

 

329.1

316.9

287.5

344.5

365.4

368.7

271.4

228.9

Cu

3.3

3.3

2.1

2.6

 

8.4

4.1

16.7

6.3

4.6

2.4

17.8

 

12

45.2

71.6

40.4

75.7

75.7

28.8

9.3

Pb

16.9

6.2

14.5

15.3

 

6.8

13.4

68.4

3.9

14.3

17.5

4.7

 

4.6

3

3.2

11.2

2.3

2.9

0.4

1.3

Zn

44.3

22

52.5

33.4

 

63.9

90.1

5.9

26.7

53.5

58.7

35.6

 

35.7

85.7

95.8

97.3

108.1

106.6

78.4

71.9

La

60.4

6.2

69.8

48

 

40.3

50.8

18.6

53

63.1

27

67.4

 

29.2

15.2

14.8

31.3

15.2

10.2

19.7

20.2

Ce

120.8

29.6

150.2

96.7

 

86.5

106.3

134.9

113.8

121.3

64.5

122.4

 

54.8

30.5

29.4

59.4

28.9

19.7

42.2

40.1

†Pr

11.11

-

13.77

7.84

 

8.66

9.56

41.3

-

10.21

6.67

10.45

 

5.7

3.52

3.52

-

-

-

4.9

4.02

Nd

44

18.1

53.4

29

 

34.1

40

89.9

32.9

38.5

29.3

38.6

 

26.1

14.8

16.3

27.2

17

16.1

18.5

19.9

†Sm

8.3

-

9.27

4.92

 

7.61

7.42

-

-

6.95

6.66

7.19

 

5.66

4.04

3.97

-

-

-

4.84

4.21

†Eu

1.16

-

0.48

0.65

 

2.18

2.26

41.1

-

1.32

1.49

1.57

 

1.73

1.52

1.42

-

-

-

1.38

1.38

†Gd

7.96

-

8.61

4.48

 

7.72

7.13

-

-

6.3

6.8

6.63

 

5.95

4.49

4.44

-

-

-

5.09

4.55

†Tb

1.4

-

1.47

0.78

 

1.31

1.2

-

-

1.09

1.27

1.1

 

1.03

0.79

0.78

-

-

-

0.87

0.78

†Dy

8.8

-

9.12

4.98

 

8.23

7.34

-

-

6.79

8.26

6.85

 

6.36

4.94

4.98

-

-

-

5.47

4.92

†Ho

1.83

-

1.89

1.04

 

1.69

1.5

-

-

1.42

1.75

1.39

 

1.3

1.00

1.03

-

-

-

1.12

1.00

†Er

5.13

-

5.32

2.99

 

4.61

4.18

-

-

4.01

4.99

3.93

 

3.48

2.69

2.84

-

-

-

3.04

2.77

†Tm

0.77

-

0.83

0.48

 

0.67

0.62

-

-

0.61

0.76

0.58

 

0.51

0.37

0.41

-

-

-

0.44

0.39

†Yb

4.94

-

5.37

3.16

 

4.17

3.92

-

-

3.86

4.99

3.65

 

3.1

2.27

2.49

-

-

-

2.7

2.46

†Lu

0.76

-

0.85

0.49

 

0.65

0.64

-

-

0.61

0.76

0.6

 

0.5

0.35

0.38

-

-

-

0.42

0.39

Eu/Eu*

0.44

-

-

0.86

 

0.87

0.955

-

-

0.48

0.68

-

 

0.92

1.09

1.03

-

-

-

0.85

0.97

 

 

 

عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE) در نمودار عنکبوتی غنی­شدگی نشان می­دهند. در عین حال، عناصر با شدت میدان قوی (HFSE) مانند Ti تهی‌شدگی بارزی را دارند. این ویژگی از اختصاصات گرانیتوئیدهای قوس آتشفشانی مرتبط با مناطق فرورانش است (Wilson, 1989). با این حال، آلایش با مواد پوسته­ای نیز می­تواند سبب این تغییرات شود (Rollinson, 1994). الگوهای عناصر نادر خاکی شکل کلی منحنی خمیده‌ای به سمت بالا را به نمایش می‌گذارند؛ بدین معنی که الگوها برای واحد دیوریتی با غنی­شدگی انتخابی عناصر ناسازگاری مانند K، Rb و فراوانی کم عناصر (Y،  Ir، Ti، Ce) نسبت به کندریت شناسایی می‌شوند (شکل a9)، در حالی‌که سنگ‌های فلسیک کاهش مشخصی را از سبک LILE (مانند Ba، K، Rb، Th) به سمت HFSE (Yb، Hf، Zr، Y) نشان می‌دهند (شکل b9).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 5- تصویر داده­های عناصر اصلی نمونه سنگ­های واحدهای دیوریت، گرانودیوریت و گرانیت مورد مطالعه در نمودارهای هارکر.

 

 

عناصر نادر خاکی سبک (LREE) نیز در مقایسه با HFSE فراوانی و غنی­شدگی واضحی را دارا هستند. از طرف دیگر، این نمودارها (شکل 9 و جدول 1) نشان می‌دهند که (La/Yb)N به‌طور منظم از واحد دیوریتی به‌سمت واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی رو به فزونی می‌گذارد. دیوریت‌ها با الگوهای REE تفریق‌یافته، آنومالی منفی نه‌چندان شدید Eu و الگوهای HREE تخت مشخص می‌گردند (شکل a9) و واحد گرانودیوریتی و گرانیتی، الگوهای REE شدیداً تفریق‌یافته و آنومالیEu منفی را به‌خوبی نشان می‌دهند (شکل b9). آنومالی اخیر برای دیوریت‌ها 85/0 تا 09/1 و برای گرانودیوریت­ها و گرانیت‌ها بین4/0 تا 9/0 تغییر می­کند. الگوهای HREE در واحدهای فلسیک نسبت به واحد دیوریتی کاملاً تخت است (جدول 1).

 

 

 

 

شکل 6- تصویر داده­های عناصر کمیاب و نادر خاکی نمونه سنگ­های واحدهای مختلف مورد مطالعه، در نمودارهای هارکر.

 

 

شکل 7- نمودارهای (a Ba- Sr/Nd و (b Rb در مقابل Sr. این نمودارهای بیانگر بالا بودن فراوانی عناصر Ba و Rb در سنگ‌های گرانودیوریتی و گرانیتی (فلسیک­ها) و فراوانی Sr و Sr/Nd در دیوریت­هاست. علائم مانند شکل 6 است.

 

 

شکل 8- نمودار تغییرات چندعنصری (عنکبوتی) سنگ‌های (a واحد دیوریتی و (b واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی. بهنجارسازی شده نسبت به کندریت (Thompson, 1996; Richard, 1995). علائم مانند شکل 6 است.

 

 

شکل 9- الگوهای فراوانی عناصر کمیاب خاکی (a واحد دیوریتی؛ (b واحدهای گرانودیوریت و گرانیت که با کندریت Nakamura, 1977)) بهنجارسازی شده اند. علائم مانند شکل7 است.

 

 


پتروژنز

با توجه به اینکه ویژگی­های ژئوشیمیایی فوق، واحدهای دیوریتی و گرانودیوریتی-گرانیتی مجموعه پلوتونیک قروه، آنها را به محیط تکتونیکی با ویژگی­های قوس آتشفشانی مرتبط با حاشیة قاره­ای، منتسب نموده و با تکیه بر اینکه توده­های مورد مطالعه، جزیی از باتولیت‌های گرانیتوئیدی زنجیره‌ای پهنه سنندج ـ سیرجان هستند که در یک رژیم همگرا تشکیل شده‌اند (ترکیان، 1387)، سعی داریم منشأ ماگماهای سازنده­ هر یک از واحدهای مذکور را شناسایی نماییم.

 

منشأ ماگمای دیوریتی

دیوریت­ها به سری کالک­آلکالن متوسط- کم پتاسیم متعلق هستند (شکل 4) و شاخص­های کانی­شناسی و ژئوشیمیایی مانند حضور هورنبلند، اسفن، مگنتیت، ASI کم‌تر از یک، محتوی CaO، Na2O و Sr شواهدی هستند که بر وابستگی آنها به گرانیت­های نوع I دلالت دارند. با توجه به نحوة توزیع و فراوانی عناصر ناسازگار و تمرکز عناصر اصلی در واحد دیوریتی، از سوی Altherr و همکاران (2000) سه پیشنهاد زیر برای منشأ این سنگ‌ها ارائه ‌گردیده است:

1- ذوب بخشی بدون آب پوسته اقیانوسی فرورانده شده؛

2- ذوب گوة گوشته­ای متاسوماتیزم‌شده در بالای صفحه فرورانش؛

3- ذوب­بخشی سنگ‌های پوسته­ پایینی بر اثر نفوذ ماگماهای بسیار گرم گوشته­ای.

محتوی SiO2 در واحد دیوریتی کم و به‌طور متوسط 53 درصد است (جدول 1). Ferre و همکاران (1998) معتقد هستند که چنین سنگ‌هایی از طریق ذوب‌بخشی گوة گوشته لیتوسفری غنی‌شده در بالای یک زون فرورانش ناشی از آب‌زدایی پوسته اقیانوسی دگرسان شده فرورونده تشکیل گردیده­اند. فراوانی بسیار کم عناصر La، Ba، Nb و Th در مقایسه با فراوانی این عناصر در گوشته غنی‌شده؛ پایین بودن مقدار Mg#؛ نبود ترکیبات بسیار مافیک- چه به‌صورت کومولا و چه به‌صورت زینولیت در این سنگ‌ها مانع از پذیرش منبعی مانند گوشته لیتوسفری غنی‌شده برای آنها است (Torkian et al., 2008).

جدول 1 نشان می­دهد که برای این واحد سنگی تمرکز عناصر( ppm 1-7 ~= Th، ppm 10-31 La=، ppm 7-19 Nb= و ppm 97-578 Ba=) به‌طور مشخص کم‌تر از مقادیر فرض‌شده برای یک سنگ مشتق از یک منبع گوشتة غنی‌شده است [ppm 6/0 Th=، ppm 3/6 La=، ppm 3/8 Nb=، ppm 57Ba= و  ppm6/0=Th داده­ها از ((Sun and McDonugh, 1995). فراوانی عناصر فوق در دیوریت ها در مقایسه با فراوانی همین عناصر در ترکیب پوستة میانی (ppm 6-9Th= ، ppm 17-36 La=، ppm 8-11Nb=  و ppm 402-532Ba= ) مشخص می‌سازد که آنها در دامنه تغییرات گزارش‌شده از ترکیب این پوسته قرار می­گیرند (Torkian et al., 2008).

افزون بر این، نسبت Rb/Sr در این واحد سنگی کمتر از 6/0 است (جدول 1) که بر ذوب‌بخشی منابع پوسته زیرین به‌واسطه ذوب بدون آب آمفیبولیت اشاره دارد. بنابراین، احتمالاً منشأ دیوریت­ها پوستة مافیک زیرین است (شکل 10). حضور و جایگزینی مذاب­های مشتق از گوشته می­توانسته گرمای مورد نیاز برای ذوب بخشی را فراهم کرده باشد. چنین مذاب­هایی که ترکیب مافیک (گابروی خرزهره) (سنگ قلعه، 1374؛ ترکیان، 1387) داشته باشند، در منطقه مورد مطالعه وجود دارد.

 

منشأ ماگماهای واحدهای گرانودیوریت و گرانیت

تشکیل ماگماهای گرانودیوریتی تا گرانیتی با محتوی پتاسیم بالا- متوسط، مانند ماگماهای گرانودیوریتی- گرانیتی مورد مطالعة این مقاله (شکل 4) در محیط‌های همگرا به دو فرآیند نهایی نسبت داده می‌شوند:

1- در رژیم قوس قاره‌ای، مذاب‌های گوشته‌ای والد که قبلاً توسط سیال‌ها و یا مذاب­های حاصل از ورقة در حال فرورانش غنی‌سازی شده بودند، طی صعود با مواد پوسته‌ای نیز آلایش یافته، ترکیبی ایجاد می­کنند که می­تواند ماگمای والد سنگ‌های گرانیتوئیدی باشد. به عبارت دیگر؛ یعنی همان فرایند آلایش توسط مواد پوسته‌ای قاره‌ای در طی صعود ماگما، که به فرآیند AFC معروف است (برای مثال رک:De Paolo, 1981).

2- در رژیم‌های همزمان تا پس از تصادم، ذوب سنگ‌هایی با منبع پوسته‌ای، بر اثر کاهش فشار، که به‌دنبال قطعه‌قطعه‌شدن گوشته لیتوسفری یا تیغه (اسلب) شکسته‌شده رخ می‌دهد (Roberts and Clemens, 1993)، قادر است ماگماهای فلسیک را به‌وجود آورد.

مدل اول نشان می‌دهد که ماگماهای فلسیک از ماگماهای مادر بازالتی از رهگذر فرآیند هضم و تبلور تفریقی نشأت گرفته‌اند. این مدل به‌نام مدلAFC  (De Paolo, 1981) معروف است.

نمودارهای هارکر سنگ‌های فلسیک گرانودیوریتی و گرانیتی مورد مطالعه، نشان‌دهندة این هستند که آنها از تغییرات ترکیبی درونی کمی برخوردار می‌باشند و نیز به‌لحاظ ترکیبی فاقد همپوشانی هستند (شکل 5).

به‌علاوه، تمرکز کم عناصر انتقالی، مانند V, Cr, Ni حجم زیاد ماگمای فلسیک، همگی گویای این مطلب هستند که تشکیل ماگمای سازنده واحدهای گرانودیوریت و گرانیت مطابق مدل (AFC)؛ یعنی از طریق تفریق یک ماگمای مادر بازالتی مافیک مشتق از گوشته غیرممکن است و لذا باید منابع ماگمایی با منشأ پوسته‌ای را انتظار داشته باشیم. فراوانی کم Ti, Sr, P از جمله ویژگی‌های ژئوشیمیایی است که با مذاب‌های پوسته‌ای (میانی و زیرین) همخوانی دارد (Harris et al., 1990; Chappell and White, 1992) (شکل 7 و 8).

به علاوه، واحدهای مذکور دارای آنومالی‌های مثبتی از عناصر ناسازگار (U, La, Th, Ba, Rb, K) و آنومالی‌ منفی Eu است که در واحد گرانیتی محسوس‌تر است (شکل 9). این ویژگی‌ها از یک منشأ درون قاره‌ای برای این واحدها حمایت می‌کند. در نتیجه، ماگماهای فلسیک باید از ذوب‌بخشی پروتولیت‌های پوسته‌ای به‌وجود آمده باشند. این پروتولیت‌ها ممکن است متاگری‌واک‌ها باشند (Wolf and Wyllie, 1994; Thompson, 1996) (شکل 10) که به‌سبب حضور و جایگزینی مذاب‌های مشتق از گوشته در پوسته، در آنها ذوب بخشی رخ داده، متعاقب این ذوب، ماگمای فلسیکی به‌وجود می­آید که ضمن صعود به طبقات بالاتر و در راه رسیدن به سطح زمین، به تدریج متبلور شده، واحد­های گرانودیوریتی و گرانیتی را می­سازد.

 

 

 

 

شکل10- ترکیب شیمیایی واحدهای دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی مورد مطالعه در نمودارهای نسبت اکسیدهای مختلف. a) نسبت عدد منیزیمی[Mg= molar 100*MgO/(MgO +0.9FeOt] به در صد وزنی SiO2، b) نسبت مولار K2O/Na2O به Al2O3/(MgO + FeOt)، و c) نسبت مولار Al2O3/(MgO + FeOt) به CaO/(MgO + FeOt) . منحنی­های جدا­ کننده مذاب­های بخشی از (Wolf and Wyllie, 1994; Rapp, 1995; Rapp and Watson, 1995;Patin˜o Douce, 1996; Patin˜o Douce and Beard, 1996) اقتباس شده است. دیوریت­ها در قلمرو مذاب­های بخشی با منشأ متابازالتی تا متاتونالیتی قرار می­گیرند.

 


نتیجه­گیری

برمبنای روابط صحرایی، کانی شناسی و ویژگی­های ژئوشیمیایی واحدهای دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی توده­های نفوذی یک گرانیتوئید کالک آلکالن تیپیک در پهنه سنندج-سیرجان در جنوب قروه هستند. نمودارهای هارکر سنگ‌های مختلف این مجموعه، بیانگر وجود شکاف مشخصی در فراوانی SiO2 بین واحدهای دیوریتی و گرانودیوریتی- گرانیتی است و این فاصله ترکیبی بر متفاوت بودن منشا آنها دلالت می نماید. اگر صرفاً به محتوی سیلیس دیوریت­ها تکیه شود، باید تشکیل آن­ها را به ذوب‌بخشی گوه گوشته لیتوسفری غنی‌شده در بالای زون فرورانشی که Ferre و همکاران (1998) به آن معتقد هستند، نسبت داد، اما دیوریت­ها با برخورداری از مقادیر بسیار کم عناصر La، Ba، Nb و Th در مقایسه با گوشته غنی‌شده و پایین‌بودن مقدار Mg# خودشان، نشان می­دهند که بعید است از گوشته غنی‌شده مشتق شده­ باشند. فراوانی عناصر فوق در دیوریت­ها در مقایسه با فراوانی متوسط این عناصر در ترکیب پوستة میانی مشابهت دارد. به‌علاوه، سنگ‌های این واحد دارای نسبت Al2O3/(MgO+FeOt)=0.98-1.54 و نسبت مولی CaO/(MgO+FeOt)=0.59-0.71 هستند. بنابراین، احتمالاً منشأ این واحد، پوستة زیرین بوده، ذوب‌بخشی سنگ‌های این بخش از پوسته منبع ماگمای سازنده واحد دیوریتی است. نسبت Rb/Sr (کمتر از 6/0) بر ذوب‌بخشی منابع پوسته زیرین به واسطة ذوب بدون‌آب آمفیبولیت اشاره دارد. حضور و جایگزینی مذاب­های مافیک (گابرویی) گوشته­ای گرمای مورد نیاز برای ذوب‌بخشی در این ناحیه از پوسته را فراهم کرده است. در گرانودیوریت­ها و گرانیت­ها؛ یعنی سنگ‌های فلسیک منطقه، تمرکز کم عناصر انتقالی مانند V، Cr و Ni حجم زیاد ماگمای فلسیک شواهدی بر عدم تشکیل ماگمای سازندة این واحدها از طریق مدل (AFC)؛ یعنی تبلور تفریقی توأم با هضم سنگ‌های پوسته­ای در مسیر است، در حالی‌که فراوانی کم Ti، Sr، و P آنومالی‌های مثبتی از عناصر ناسازگار U)، La، Th، Ba، Rb، (K و آنومالی‌ منفی Eu‌‌، از جمله ویژگی‌های ژئوشیمیایی هستند که با منشأ پوسته‌ای (میانی و زیرین) برای این واحدها سازگاری بیشتری دارد. در نتیجه، با تکیه بر داده‌های ژئوشیمیایی چنین استنباط می­گردد که ماگماهای فلسیک باید از ذوب‌بخشی پروتولیت پوسته‌ای به‌وجود آمده باشند. به‌سبب برخورداری این واحدها از محتوی متوسط Al2O3/(MgO+FeOt) و CaO/(MgO+FeOt) آنها احتمالاً باید از ذوب‌بخشی پروتولیت­هایی با ترکیب متاگری‌واک‌ها مشتق شده باشند.

 

ترکیان، ا.، خلیلی، م. و سپاهی‌گرو، ع. ا. (1387) پتروگرافی و پترولوژی مجموعه پلوتونیک جنوب قروه. مجله علمی-پژوهشی دانشگاه اصفهان 30 (1): 117 - 138.

ترکیان، ا. (1387) بررسی ماگماتیسم توده گرانودیوریتی منطقه قروه (کردستان). پایان­نامه دکتری، دانشگاه اصفهان، ایران.

حریری، ع. (1347) نگرشی بر خاستگاه گروهی از سنگ‌های دگرگونه گستره قروه. پایان­نامه کارشناسی‌ارشد، تهران: دانشگاه شهید بهشتی، ایران

حسینی، م. (1376) شرح نقشه زمین‌شناسی 1:1000000 چهارگوش قروه. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور.

سنگ قلعه، ر. (1374) پترولوژی سنگ‌های آذرین جنوب قلعه. پایان­نامه کارشناسی ‌ارشد، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران.

Altherr, R., Holl, A., Hegner, E., Langer, C. and Kreuzer, H. (2000) High-potassium, calc-alkaline, I-type plutonism in the European Variscides: northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos 50: 51-73.

Anderson, A. T. J. (1984) Probable relations between plagioclase zoning and magma dynamics, Fuego Volcano, Guatmala. American Mineralogist 69: 660-676.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science 18: 10-265.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt Transactions of the Royal Society Edinburgh. Earth Science 83: 1-26.

Chapman, D. S. (1986) Thermal gradients in the continental crust. In: Dawson, J. B., Carswell, D. A., Hall, J. and Wedepohl, K. H. (Eds.): The nature of the lower continental crust, Geological Society of London. Special Publication 24: 23-34.

De Paolo, D. J. (1981) Trace element and isotopic effects of combined wall-rock assimilation and fractional crystallization. Earth Planetary Science Letters 53: 189-202.

Ferre, E. C., Caby, C., Peucat, J. J, Capdevila, R. and Monie, P. (1998) Pan-African, post-collisional, ferro-potassic granite and quartz-monzonite plutons of Eastern Nigeria. Lithos 45: 255-279.

Ghasemi, A. and Talbot, C.J. (2005) A new tectonic scenario for the Sanandaj- Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Science 26(6): 683-693.

Harris, N. B. W., Inger, S. and Xu, R. (1990) Cretaceous plutonism in Central Tibet: an example of post-collision magmatism. Journal of Volcanology and Geothermal Researches 44: 21-32.

Irvine, T.N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8: 523-548.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock forming mineral. American Mineralogist 68: 277-279.

Le Maitre, R. W. (1989) Classification of igneous rocks and glossary of terms. In: Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre Le Bas, M. J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A. R. and Zanettin, B. (Eds.): Oxford, Blackwell 193 pp.

Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2000) Dextral transpression in Late Cretaceous continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Structural Geology 22: 1125-1139.

Nakamura, N. (1977) Determination REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.

Patin˜o Douce, A.E. (1996) Effects of pressure and H2O content on the composition of primary crustal melts. Transactions of the Royal Society Edinburgh, Earth Science 87: 11–21.

Patin˜o Douce, A.E. and Beard, J.S. (1996) Effects of P, ƒO2 and Mg/Fe ratio on dehydration melting of model metgreywacke. Journal of Petrology 37: 999-1024.

Rapp, R.P. and Watson, E.B. (1995) Dehydration melting of partially melted metabasalt, its control over liquid fraction and composition and source permeability. Journal of Geophysical Researches 100: 15601-15610.

Richard, L.R. (1995) MinPet: Mineralogical and petrological data processing system, version 2.02. MinPet Geological Software, Québec, Canada.

Rickwood, P.C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use of major and minor elements. Lithos 22: 247-263.

Roberts, M.P. and Clemens, J.D. (1993) Origin of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids. Geology 21: 825-828.

Rollinson, H. R. (1994) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman, New York.  

Stocklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran; A review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229-1258.

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

Thompson, A.B. (1996) Fertility of crustal rocks during anatexis. Transactions of the Royal Society Edinburgh: Earth Science 87: 1-10.

Torkian, A., Khalili, M. and Sepahi, A. A. (2008) Petrology and geochemistry of the I-type calc-alkaline Qorveh Granitoid Complex, Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen 185/2: 131-142.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: A global tectonic approach. London, Unwin Hyman, London.

Wolf, M.B. and Wyllie, J.P. (1994) Dehydration-melting of amphibolite at 10 kbar: the effects of temperature and time. Contributions to Mineralogy and Petrology 115: 369-383.