تیپولوژی و جایگاه تکتونیکی گرانیتویید قروه (غرب ایران، کردستان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی‌سینا، همدان، ایران

چکیده

توده‌های نفوذی گرانیتوییدی جنوب قروه (کردستان) که در سنگ‌های دگرگونة ﻣﺘﺄثر از کوهزایی سیمرین نفوذ کرده‌اند، در80 کیلومتری شمال‌غرب همدان قرار دارند. آنها عمدتاً گرانودیوریت و گرانیت هستند و به میزان کمتری با دیوریت و گابرو همراه می‌شوند. ویژگی.های صحرایی (برای مثال عدم حضور میگماتیت)، و نیز چندین ویژگی پتروگرافی و ژئوشیمیایی، شامل: حضور کانی‌های پلاژیوکلاز کلسیک، هورنبلند منیزیم‌دار و فقدان کانی‌های سرشار از آلومینیوم (کروندوم و مسکوویت)، ضریب اشباعی آلومینا (1>ASI)، مقدار مولی Na+K کمتر از مقدار مولی Al، نسبت Na2O+K2O- CaO در مقابل SiO2، کاهش روند اکسید فسفر در نمودار هارکر و همچنین، برخورداری از سدیم و کلسیم بالا گویای ترکیب I ماگمای مادر است. به‌منظور تعیین محیط تکتونیکی نمودارهای سه جزیی Rb/10-Hf-Ta*3 و Th/Yb در مقابلLa/Yb و Yb در مقابل Th/Ta، نمودار عنکبوتی و نیز نمودارهای متمایز کنندة محیط‌های تکتونیکی، استفاده شد. با استفاده از روش Agrawall مشخص شده است که گرانیتویید مورد مطالعه به‌علت برخورداری از مقادیر R مثبت به گرانیتوییدهای کوهزایی تعلق دارد. به‌طور کلی، نمونه‌های مورد مطالعه منعکس‌کنندة رژیم تکتونیکی مرتبط با قوس آتشفشانی در حاشیه فعال قاره‌ای هستند و مشابهت این گرانیتویید را با گرانیتوییدهای مراحل انتهایی کوهزایی نشان می‌دهند. بررسی سرگذشت و رژیم تکتونیکی پهنه سنندج-سیرجان و سن باتولیت­های گرانیتوییدی این پهنه، ﺗﺄیید می‌کند که گرانیتویید مورد مطالعه فرآوردة مراحل پایانی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوستة قاره‌ای ایران مرکزی است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Typology and tectonic setting of the Qorveh granitoid (Kurdistan Province, western Iran)

نویسنده [English]

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

The south Qorveh granitoid plutons (Kurdistan) which have intruded into the regionally metamorphosed rocks (Kimmerian Orogeny) lie in 80 km NW of Hamedan city. They composed predominantly of granodiorite and granite with minor amount of diorite and gabbro. Field characteristics (i.e. absence of migmatite), as well as several petrographical and geochemical features including the presence of Ca-plagioclase, magnesio-hornblende, and the lack of Al-bearing minerals (i.e. corundum, muscovite), the ASI>1, mol Na+K>mol Al, ratio Na2O+K2O-CaO/SiO2, decrease of P2O5 in Harker diagram, as well as high abundances of Na and Ca are in favor of I- composition of the parent magma. To determine the tectonic setting of the Qorveh granitoid plutons, several diagrams are used including Rb/10-Hf-Ta*30, La/Yb vs. Th/Yb, Th/Ta vs. Yb, spider diagram, and also discriminating diagrams for tectonic environment. Using Agrawall, the studied granitoid has R>0 and so it is an orogenic granitoid. The studied samples generally reflect the volcanic arc setting in active continental margin and it is similar to late- orogenic granitoids. Investigation of tectonic setting and age of granitoids in Sanandaj-Sirjan Zone (SSZ) show that the granitoid developed by subduction of Neo-Tethyan oceanic crust underneath Central Iran.

کلیدواژه‌ها [English]

  • I
  • I-type granie
  • calc-alkaline
  • type granie
  • Volcanic arc
  • Calc
  • alkaline
  • active continental margin
  • Qorveh (Kurdistan)

مقدمه

پهنه سنندج-سیرجان بر اساس عملکرد فازهای مهم کوهزایی، به دو بخش شمالی و جنوبی تقسیم شده است. بخش شمالی آن که ﻣﺘﺄثر از فازهای کوهزایی سیمرین و کرتاسه پایانی است، تراف همدان- ارومیه Eftekharnejad (1984) نام گرفته و توده‌های نفوذی متعددی، از جمله: الوند (ولی‌زاده و صادقیان، 1375)، بروجرد Masoudi (1997)، احمدی‌خلجی، (1385)، آستانه اراک (طهماسبی و همکاران، 1389)، قروه (ترکیان، 1387، Torkian و همکاران، 2008) و سقز (Sepahi and Athari, 2006) را در خود جای داده است.

به‌علاوه، در طی فعالیت این فازها متحمل دگرگونی ناحیه‌ای نیز شده و سنگ‌های به‌جا مانده از این وقایع، درجات متغیری از رخساره‌های شیست سبز تا آمفیبولیت را نشان می‌دهند (Sabzehei, 1974). شرایط خاص تکتونوماگمایی حاکم بر این پهنة دگرگونی- ماگمایی، سبب تشکیل و پیدایش نفوذی‌های زنجیره‌ای مذکور با آفینیتی‌های کالک‌آلکالن، تولییتی و حتی آلکالن شده که منعکس‌کننده مراحل مختلف جایگزینی و منشأ‌های گوناگون آنهاست.

مطالعات متقدمان نشان داده که هر یک از توده‌ها در تیپ‌های مختلف S، I و یا A قرار دارند، به‌علاوه، در محیط‌های تکتونیکی متفاوتی جایگزین شده‌اند. باتولیت الوند نوع S (پالین‌ژنتیک) و به گرانیتوییدهای کوهزایی از نوع قوس- قاره‌ای تعلق دارد (ولی‌زاده و صادقیان، 1375). احمدی‌خلجی (1385) گرانودیوریت- کوارتزدیوریت بروجرد را گرانیتوییدهای نوع I مرتبط با قوس آتشفشانی یک حاشیه فعال قاره‌ای قلمداد نموده، حال آن‌که گرانیتوییدهایی با ترکیب مونزوگرانیت-گرانودیوریت و تونالیت این منطقه را Masoudi (1997) و Masoudi و همکاران (2002) نوع S و متعلق به همزمان با تصادم تا پس از کوهزایی دانسته‌اند.

طهماسبی و همکاران (1389) توده نفوذی آستانه اراک را نوع I تشخیص داده، تشکیل آن را ﻣﺘﺄثر از فعالیت‌های تکتونیکی در محیط فرورانش می‌دانند. Sepahi و Athari (2006) در سقز از دو نوع گرانیتویید G1 و G2 به ترتیب نوع A و I که در قوس آتشفشانی جایگزین شده‌اند، یاد می‌کنند. با این اوصاف باید یادآور شد که بررسی ژنز و جای‌گیری این مجموعه‌های نفوذی در درک ژئودینامیک پهنه سنندج-سیرجان از اهمیت بسزایی برخوردار است.

مقاله حاضر که بر پایه مشاهدات صحرایی، مطالعات پتروگرافی و ویژگی‌های ژئوشیمیایی استوار است، علاوه بر تعیین سرشت و تیپولوژی ماگمای واحدهای گرانیتوییدی مجموعه پلوتونیک قروه، محیط تکتونوماگمایی آن را نیز مشخص می‌کند. نتایج حاصل می‌تواند در تبیین فرایندهای موثر بر ژنز و نیز تکامل ساختاری پهنه سنندج-سیرجان در منطقه تحت پوشش این مقاله ﻣﺆثر واقع شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقة مورد مطالعه با گستره‌ای حدود 25 کیلومترمربع در مختصات جغرافیایی´42˚47 تا˚ 48 طول شرقی و´50˚34 تا´10˚35 عرض شمالی قرار دارد. مجموعه پلوتونیک جنوب قروه، با روند عمومی شمال‌غرب- جنوب‌شرق، مشتمل بر سنگ‌های نفوذی مافیک (دیوریت‌ها و گابروها) تا فلسیک (گرانودیوریت‌ها و گرانیت‌ها) است (شکل 1). گسترده‌ترین واحدها به سنگ‌های فلسیک با 65 % و کمترین آنها به مافیک‌ها با 35 % فراوانی تعلق دارد. سنگ‌های فلسیک که در این نوشتار آنها را گرانیتویید می‌نامیم، عمده‌ترین و مهم‌ترین واحد سنگی مجموعه پلوتونیک مذکور است. گرانیتویید به‌صورت استوک رخنمون دارد و رگه‌های تاخیری و هیدروترمال متعددی آن را قطع می‌کنند.

بررسی‌های حسینی (1376) نشان می‌دهند که تشکیل هورنفلس‌های آمفیبول- اسکاپولیت- بیوتیت‌دار به سبب جای‌گیری این گرانیتویید در منطقه است. مجموعه مذکور در میان سنگ‌های دگرگونی ناحیه‌ای با درجات متغیر دگرگونی، از رخساره شیست سبز تا آمفیبولیت (Sabzehei, 1974)، نفوذ کرده است.

حسینی (1376) همچنین، به سه دگرشکلی مشخص در مرمریت‌ها، آمفیبولیت‌ها، شیست‌ها و فیلیت‌ها که حاصل عملکرد کوهزایی سیمرین میانی است، اشاره میکند که به‌صورت چین‌های کوچک مقیاس و تورق، ریز چین‌های نسل دوم و ایجاد فولیاسیون گسترده در سنگ‌های دگرگونی و حتی میلونیتی‌شدن سنگ‌های آذرین از قبل موجود مشاهده می‌شود. علاوه بر تغییر شکل‌های فوق، تشکیل گسل‌های متعدد با روندهای شمال‌غرب- جنوب‌شرق و شمال‌شرق- جنوب‌غرب نیز ﻣﺘﺄثر از این واقعه کوهزایی است. گسل‌های اخیر که عمدتاً راستا لغز راست شوند، با سومین دگرشکلی موجود در منطقه همخوانی و هماهنگی دارند.Bellon و Braud (1975) در راستای مطالعه و تهیه نقشه زمین‌شناسی 250000 : 1 چهارگوش سنقر (کرمانشاه) توده نفوذی گابرو-دیوریتی خرزهره را که در جنوبی‌ترین بخش مجموعه قرار دارد، به روش Ar- K سن‌سنجی نموده و سن رادیومتری معادل 38-40 میلیون سال آن را، به مجموعه پلوتونیک جنوب قروه تعمیم داده‌اند.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌‌شناسی ساده شدة واحدهای گرانودیوریت و گرانیتی مورد مطالعه در مجموعه پلوتونیک جنوب قروه. (مرز‌بندی بر اساس حسینی، 1376)

 

 


روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های صحرایی و نمونه‌برداری‌های دقیق و به دنبال مطالعات پتروگرافی مقاطع نازک، به منظور بررسی ویژگی‌های ژئوشیمیایی سنگ‌های تشکیل‌دهندة گرانیتویید مورد مطالعه، 15 نمونه به روش XRF برای تعیین مقادیر عناصر اصلی و کمیاب تجزیه شدند. 9 نمونه نیز برای عناصر نادر خاکی به روش ICP-MS (طیف سنجی جرمی گسیل پلاسمای جفتیده القایی) با دستگاه طیف‌سنج مدل SCIEX ELAN 250 تجزیه شدند. تجزیه‌های شیمیایی در آزمایشگاه ژئوآنالیتیکال دانشگاه واشنگتن (امریکا) به انجام رسیده است. همة نمونه‌ها با هاون آگات پودر شده و وزن آن‌ها برابر 5/3 گرم بوده است. حد آشکارسازی غلظت به ترتیب برای عناصر اصلی و عناصر کمیاب 01/0 تا 1/0 (درصد وزنی) و 10 (ppm) است. استانداردهای مورد استفاده BCR-P، MON-01 و GMP-01 هستند. داده‌ها در جدول 1 ارائه شده است. به‌علاوه، تعداد 5 نمونه از بیوتیت‌های واحد گرانودیوریتی در آزمایشگاه میکروپروب دانشگاه اکلاهما (آمریکا) با استفاده از دستگاه الکترون میکروپروب مدل Cameca SX50، مجهز به پنج اسپکترومتر غیرهمزمان با طول موج بلند و تجزیه کننده اشعه X مدل PGT PRISM 2000 تجزیه شدند. این کار با ولتاژ شتاب دهنده Kv 20، باریکه جریان nA20 و با قطر باریکه‌ای برابر µm 2 صورت گرفته است. نتایج داده‌ها با کانی‌های استاندار شناخته شده مصنوعی و طبیعی همسنجی (کالیبره) شده است (جدول 2). ترسیم نمودارها با استفاده از برنامه Minpet از Richard (1995) صورت پذیرفته است و برای تفکیک مقادیر Fe+3 از Fe+2 از روش Le Maitre (1976) بهره برده‌ایم.

 

تعیین تیپ ماگمایی

طیف وسیعی از ادبیات زمین‌شناسی به ارائه شاخص‌های تیپ‌های ماگمایی اختصاص یافته است. به‌منظور تعیین تیپ ماگمایی گرانیتویید مورد مطالعه، اختصاصات پتروگرافی، ژئوشیمیایی و محیط تکتونیکی به‌صورت خلاصه ارائه می‌شود.

(الف) اختصاصات پتروگرافی:

گرانیت: توده نفوذی جنوب منطقه مورد مطالعه ترکیب گرانیتی دارد که آپوفیزهایی از آن نیز در سنگ‌های دگرگونی مشاهده می‌شود. مجموعة کانی‌های این واحد سنگی موجب شده که سنگ‌هایی با ترکیب مونزوگرانیت، آلکالی‌فلدسپارگرانیت و سینوگرانیت یافت شود. کانی‌های اصلی با بافتی عموماً گرانولار و گاهی پورفیروییدی، شامل: آلکالی‌فلدسپار، کوارتز و پلاژیوکلاز با بیوتیت، زیرکن، آپاتیت، اسفن، آلانیت و اکسیدهای آهن است. پلاژیوکلازها دارای ماکل آلبیت- کارلسباد و به‌صورت نیمه شکل‌دار متبلور شده که گاهی با رو رشدی‌هایی از آلکالی فلدسپار پرتیتی احاطه شده‌اند.

گرانودیوریت: سنگ‌های این واحد بیشتر در بخش مرکزی و جنوبی منطقه مورد مطالعه رخنمون دارند و ترکیب سنگ‌شناسی آن را تونالیت، کوارتز- مونزونیت و گرانودیوریت تشکیل می‌دهد. این سنگ‌های متوسط تا درشت دانه با ساخت دانه‌ای نیمه شکل‌دار (هیپ‌ایدیومورفیک‌گرانولار) حاوی درصدهای متغیری از کانی‌های فرومنیزین هستند. ترکیب‌ کانی‌شناسی مودال، آن‌ها را پلاژیوکلازهای تیغه‌ای منطقه‌بند‌ی شدة نیمه شکل‌دار تا تمام شکل‌دار (% 30-38)، آمفیبول‌هایی با بلورهای نیمه ‌شکل‌دار تا کاملاً شکل‌دار از نوع هورنبلند سبز (% 10-22)، کوارتز (%14-20)، آلکالی‌فلدسپارهایی که عمدتاً به‌صورت ارتوز پرتیتی و گاهی دارای بافت میرمکیت هستند (% 15-20) و بیوتیت (کمتر از %5) تشکیل داده است که با زیرکن، آلانیت، آپاتیت، اسفن و مگنتیت همراهی می‌شوند. به‌طور کلی، واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی مورد مطالعه دارای مرز کاملاً مشخص و ناگهانی هستند. در واحدهای گرانیتویید فوق فراوانی کانی‌هایی، مانند پلاژیوکلاز و هورنبلند سبز کاملاً چشمگیر و بارز است؛ به‌ویژه اینکه بر اساس رده‌بندی Leake و همکاران (1977) آمفیبول‌ها به زیر گروه هورنبلندهای کلسیک از نوع هورنبلند منیزیم‌دار تعلق دارند (ترکیان، 1387). برخی پترولوژیست‌ها معتقدند که فراوانی هورنبلند دال بر پیدایش باقی مانده ذوب بخشی از سنگ‌های آذرین اعماق پوسته است (ر. ک. Best، 2003). به‌علاوه، نبود کانی‌های سرشار از آلومینیوم، نظیر: آندالوزیت، مسکوویت، کردیریت، سیلیمانیت و گارنت و نیز وجود بافت‌هایی از قبیل منطقه‌بندی در پلاژیوکلازها برای تعیین تیپ ماگمایی این سنگ مشخصه‌ای مهم محسوب می‌شود.

 

(ب) اختصاصات ژئوشیمیایی

اکسیدهای عناصر اصلی حاصل از تجزیه شیمیایی واحدهای گرانیتویید در جدول 1 ارائه شده است. بر پایة این داده‌ها، نفوذی‌های مورد بحث از درصد بالایی از SiO2 (78-64 در صدوزنی) برخوردارند. مقدار سدیم در گرانودیوریت 70/3-5 و در گرانیت 4/3 -8/5 است و متوسط درصد وزنی پتاسیم در گرانودیوریت 45/4 است؛ حال ‌آنکه در گرانیت (به استثنای QZR1) بیش از 2/5 است.

 

 

جدول 1- داده‌های عناصر اصلی و عناصر کمیاب و نادر خاکی در واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی. (- : عدم تعیین میزان عنصر؛ † : به روشICP-MS آنالیز شده؛ *: برگرفته از ترکیان و همکاران، 1387) ( داده‌های مورد استفاده برای بهنجارسازی نمونه‌ها از Nakamura، 1977).

granites

 

granodiorites

Rock Type

QZ4

QA3

QZR1

GSB11*

QZ7

QV5

Q11

Q7

QMJB2

QMJ2

QT6

QMJ12

QT11

QT10

QMM11

Samples No.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(wt%)

78.31

75.96

75.77

73.67

73.5

71.67

69.77

69.54

69.79

67.99

67.85

67.21

67.19

64.27

63.76

SiO2

0.08

0.18

0.15

0.42

0.21

0.26

0.34

0.24

0.33

0.30

0.63

0.37

0.60

1.13

0.61

TiO2

10.71

11.41

13.49

10.87

12.43

14.02

14.26

14.71

12.81

15.4

15.21

15.17

15.59

15.68

16.36

Al2O3

0.34

0.48

0.27

1.97

0.30

1.02

2.16

0.56

0.90

1.77

1.20

1.89

0.60

2.02

2.42

Fe2O3

0.78

1.20

0.46

1.35

1.36

1.01

1.08

1.33

2.15

1.24

2.06

1.32

1.38

3.02

2.84

FeO

0.01

0.01

0.01

0.05

0.03

0.03

0.05

0.04

0.05

0.06

0.04

0.06

0.03

0.10

0.11

MnO

0.01

0.23

0.19

0.37

0.05

0.30

0.51

0.14

0.26

0.31

0.73

0.89

0.89

1.45

0.75

MgO

0.34

1.05

2.05

2.14

0.92

0.93

1.73

0.72

1.24

1.25

1.96

1.94

2.39

3.24

3.06

CaO

3.61

3.44

5.82

3.66

4.19

3.94

4.01

4.91

3.70

4.49

4.49

4.15

4.70

5.05

 4.90

Na2O

5.36

5.29

0.68

4.98

6.27

4.82

4.52

5.43

6.23

5.28

4.44

4.89

5.01

2.94

3.02

K2O

0.02

0.08

0.01

0.09

0.05

0.05

0.08

0.04

0.06

0.49

0.13

0.07

0.10

0.32

0.16

P2O5

99.95

99.85

98.90

99.88

99.63

98.05

98.45

97.65

98.07

98.58

98.74

97.96

98.48

99.21

97.99

Total

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(ppm)

33

218

78.2

443

380

301.9

516.5

138.9

786

975.6

808.6

840.6

872.4

690

620.6

Ba

281

188

19.7

121

157

191

163.2

188.6

139

166.4

100.3

161.9

86.1

82.8

89.7

Rb

13

48

278.7

99

46

103.5

128

37.8

81

109.2

180.5

127.1

169.8

287.8

280

Sr

-

-

0.37

-

-

4.3

2.34

2.26

-

2.55

0.78

2.95

0

0.88

1.11

†Cs

-

-

30.6

-

-

23.9

26.6

30.8

-

27.6

25.7

24.3

23.1

27.6

29.3

Ga

-

-

4.07

-

-

2.06

2.32

2.36

-

2.19

1.83

1.95

-

1.99

1.94

†Ta

15

20

48.6

20

20

27.6

40.5

40.6

15

43.2

34.9

30.3

32

39.8

39.9

Nb

-

-

9.78

-

-

7.59

8.59

11

-

8.13

10.79

8.33

-

6.78

13.1

Hf

34

22

434.3

215

277

364.8

422.4

556.6

223

436.7

617.8

432.1

852

378.3

819.9

Zr

34

29

50

27

30

35.7

60.8

63

25

58.7

47.1

47.2

45

53.8

50.2

Y

40

18

114.2

12

16

28.4

25

28.5

10

11.4

22.1

20

19.9

10.7

15.8

Th

10

7

10.7

1

6

5.3

3.9

5.2

6

3

1.9

5.5

5.9

3.7

2.6

U

-

-

7.2

-

-

5.7

11.4

3.9

-

5.1

8.5

30.5

13.9

3.9

4.4

Cr

10

6

5.6

4

7

3.2

3.4

2.2

8

1.1

16.7

15

7.7

3.1

4

Ni

-

-

7.1

-

-

6.3

11.4

6.3

-

10.3

12.1

13.3

8.9

18.9

17.9

Sc

21

25

9.1

33

25

19.6

24

6.3

28

11.2

56.3

33

60

115.6

37.7

V

-

-

3.3

-

-

2.6

3.3

2.16

-

2.4

17.8

4.6

6.3

8.4

4.1

Cu

15

10

6.2

18

19

15.3

16.9

14.5

18

17.5

4.7

14.3

3.9

6.8

13.4

Pb

34

22

22

40

53

33.4

44.3

52.5

48

58.7

35.6

53.5

26.7

63.9

90.1

Zn

-

-

6.2

-

-

48

60.4

69.8

-

27

67.4

63.1

53

40.3

50.8

La

51

27

29.6

45

52

96.7

120.8

150.2

39

64.5

122.4

121.3

113.8

86.5

106.3

Ce

-

-

3.64

-

-

7.84

11.11

13.77

-

6.67

10.45

10.21

-

8.66

9.56

†Pr

-

-

18.1

-

-

29

44

53.4

-

29.3

38.6

38.5

32.9

34.1

40

Nd

-

-

4.5

-

-

4.92

8.3

9.27

-

6.66

7.19

6.95

-

7.61

7.42

†Sm

-

-

0.17

-

-

0.65

1.16

0.48

-

1.49

1.57

1.32

-

2.18

2.26

†Eu

-

-

5.02

-

-

4.48

7.96

8.61

-

6.8

6.63

6.3

-

7.72

7.13

†Gd

-

-

0.97

-

-

0.78

1.4

1.47

-

1.27

1.1

1.09

-

1.31

1.2

†Tb

-

-

6.46

-

-

4.98

8.8

9.12

-

8.26

6.85

6.79

-

8.23

7.34

†Dy

-

-

1.39

-

-

1.04

1.83

1.89

-

1.75

1.39

1.42

-

1.69

1.5

†Ho

-

-

3.98

-

-

2.99

5.13

5.32

-

4.99

3.93

4.01

-

4.61

4.18

†Er

-

-

0.61

-

-

0.48

0.77

0.83

-

0.76

0.58

0.61

-

0.67

0.62

†Tm

-

-

3.84

-

-

3.16

4.94

5.37

-

4.99

3.65

3.86

-

4.17

3.92

†Yb

-

-

0.54

-

-

0.49

0.76

0.85

-

0.76

0.6

0.61

-

0.65

0.64

†Lu

-

-

0.11

-

-

0.86

0.44

0.17

-

0.68

0.7

0.48

-

0.87

0.96

Eu/Eu*

-

-

3.5

-

-

9.33

8.15

12.08

-

3.60

18.44

10.9

-

6.44

8.64

(La/Yb)N

 

 

 

وضعیت آلکالینیته واحدهای سازنده، از جمله فاکتورهای مهم در تیپولوژی سنگ‌های آذرین محسوب می‌شود که به آن نیز توجه شده است. به این منظور، از ضریب اشباعی آلومینا (ASI) و نیز نسبت SiO2 در مقابل Na2O+K2O-CaO بهره جسته‌ایم. ماگمای سازندة گرانیتویید قروه از نوع ساب آلکالن و در زیر گروه کالک‌آلکالن‌ها قرار دارد.

بر مبنای درجه اشباعی آلومینا، متاآلومینه (CNK>N> NK) و حاوی پیروکسن، هورنبلند، بیوتیت و از نوع I است که در آن‌ها نسبت A/CNK<1.1 برقرار است. افزون براین داده‌ها، بر اساس پژوهش Abdel- Rahman (1994) که از فراوانی اکسیدهای FeOtotal، MgO و Al2O3 برای تعیین سری‌های گرانیتوییدها استفاده نمود، ترکیب بیوتیت‌های گرانودیوریت‌ها در محدودة گرانیتوییدهای کالک‌آلکالن جای می‌گیرد (جدول 2 و شکل 2-B).

مهمترین ویـژگی بیـوتیت‌ها غنـی بودن آن‌ها از آهن است. اندیس درجه اشباعی از آلومینا‌ (ASI = Altotal/(Ca + Na + K)) این کانی به‌طور بارزی کم (4/1-6/1) است (جدول 2) و منعکس کنندة کم بودن فعالیت آلومینا در ماگمای در حال تبلور آن است (Zen, 1988).

یکی دیگر از ویژگی‌ها، کاهش درصد وزنی اکسید فسفر با روند افزایشی SiO2 است که حاکی از سازگاری این عنصر در روند تحولی ماگماست (شکل 2-C) و خصوصیت I را برای این ماگما مشخص می‌کند. از طرفی، دلالت بر آن دارد که منشأ ماگمای سازنده، سنگ‌های مافیک تا متوسط مشتق از بخش مادون پوسته‌ای هستند (Chappell and White, 1974; Chappell and Stephens, 1988).

وضعیت بر اساس پارامترهای ژئوشیمیایی Forst و همکاران (2001) از جمله نسبت FeO* به FeO*+MgO سنگ‌های فلسیک منطقه مورد مطالعه از گروه گرانیتوییدهای کوردیلریایی -عمدتاً در قلمرو گروه منیزین هستند.

تعداد اندکی نیزکه نسبت FeO*/FeO*+MgO آن‌ها در مقادیر بالایSiO2 بیشتر از 70% است، در قلمرو گروه فرون (Ferroan) قرار دارند. این سنگ‌های گرانیتوییدی به لحاظ داشتن اندیس MAL (Na2O+K2O-CaO)، بیشتر در قلمرو سنگ‌های کلسیک‌آلکالیک تا آلکالی‌کلسیک هستند.

 

جدول 2- نتایج داده‌های تجزیه الکترون میکروپروب (برحسب درصد وزنی) پنج نمونه بیوتیت درچهار سنگ از واحد گرانودیوریت.

Rock Samples

QMJB2

QMJ2

QMJ12

QMM11

QMM11

Samples No.

Bt-1

Bt-2

Bt-3

Bt-4/1

Bt-4/2

SiO2

35.13

35.32

35.62

35.46

35.07

TiO2

3.37

3.35

3.52

3.41

3.42

Al2O3

14.05

14.31

14.44

14.55

14.52

FeOtotal

24.69

24.08

23.82

25.08

25.42

MgO

6.83

7.11

7.08

6.96

6.71

MnO

0.24

0.23

0.23

0.24

0.25

CaO

0.12

0.17

0.26

0.07

0.05

SrO

0.01

0.02

0.03

0

0

BaO

0.09

0.09

0.1

0.14

0.03

Na2O

0.02

0

0

0.02

0

K2O

8.91

8.47

7.94

9.01

9.31

Total

93.84

93.59

93.55

95.35

95.33

O

22

22

22

22

22

Si

5.63

5.64

5.66

5.60

5.56

AlIV

2.37

2.36

2.34

2.41

2.44

AlVI

0.29

0.33

0.37

0.3

0.28

Fe+2

3.31

3.22

3.12

3.31

3.38

Ti

0.41

0.41

0.42

0.41

0.41

Mn

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

Mg

1.63

1.64

1.68

1.64

1.59

Ca

0.02

0.03

0.04

0.01

0.01

Na

0.01

0

0

0

0

K

1.82

1.73

1.61

1.82

1.89

F

0.12

0.17

0.22

0.01

0.24

Total

15.51

15.43

15.32

15.51

15.57

ASI

1.44

1.54

1.63

1.48

1.43

Fe+2/(Fe+2+Mg)

0.67

0.66

0.65

0.67

0.68

Al total

2.65

2.69

2.69

2.71

2.71

 

 

 

 

 

شکل 2- (A واحدهای گرانیتویید قروه از نظر درجه اشباعی از آلومینا در قلمرو متاآلومین قرار دارند (A/CNK= Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)) و (A/NK= Al2O3/(Na2O+K2O))، B) بیوتیت­های واحد گرانودیوریتی در قلمرو بیوتیت­های اولیه تصویر شده­اند (Nachit, 1985) (A: بیوتیت­های اولیه؛ B: بیوتیت­های حاصل از دست‌یابی به تعادل مجدد و C: بیوتیت­های ثانویه)، C) سیر نزولی فراوانی P2O5 با افزایش مقدار SiO2 در گرانیتویید مورد مطالعه. این روند با شاخص‌های ویژة ماگماهای نوع I هم‌خوانی دارد.

 

 

جایگاه تکتونیکی گرانیتویید

تحول پهنه سنندج- سیرجان که از دیدگاه تکتونیک کلی در میانه نوار چین خورده آلپ- هیمالیا قرار دارد، با حاشیه فعال قاره‌ای در زمین‌درز پوسته اقیانوسی تتیس جوان مرتبط است (آقانباتی، 1383). مطالعه ماگماتیسم و تعیین محیط تکتونیکی در حاشیه‌های فعال قاره‌ای از بسیاری جهات، با پیچیدگی‌ها و تردیدهایی مواجه است و بدین سبب، همواره مورد بررسی بسیاری از پژوهشگران بوده است (برای مثال: Pearce و همکاران، 1984؛ Harris و همکاران، 1986؛ Whalen، 1987؛ Pearce، 1996).

استفاده از عناصر اصلی و کمیاب به تعیین موقعیت و جایگاه تکتونیکی گرانیت‌ها کمک شایانی نموده، بر همین اساس، اجتماعات باتولیتی گرانیتوییدی به دو دسته اصلی کوهزایی و غیرکوهزایی تقسیم‌بندی می‌شوند (Pitcher, 1982,1987, 1993; Batchelor and Bowden, 1985). همچنین، مدل پیشنهادی Maniar و Piccoli (1989)، به کمک عناصر اصلی K2O، Al2O3 و نیز نسبت‌های FeOtotal / FeOtotal + MgO، FeOtotal / MgO، MgO + FeOtotal / CaO در مقابل فراوانی SiO2 زیر گروه‌های مهم گرانیتوییدهای کوهزایی (جزایر قوسی یا IAG، قوس قاره‌ای یا CAG، حاصل از برخورد قاره‌ای COLG، پس از کوهزایی POG) و غیرکوهزایی از هم تفکیک کرده است. قبلاً جایگاه محیط تکتونیکی واحدهای گرانیتوییدی مجموعه پلوتونیک قروه به‌طور دقیق مطالعه و بررسی نشده است. در این بخش از مقاله، سعی شده ابتداً محیط تکتونیکی با استفاده از داده‌های دقیق و جامع ژئوشیمیایی واحدهای گرانودیوریتی- گرانیتی بررسی وسپس با تکیه بر مقایسه سن و موقعیت جای‌گیری گرانیتویید مورد مطالعه، نسبت به سایر توده‌های نفوذی پهنة سنندج-سیرجان، صحت نتایج حاصل از بررسی‌های ژئوشیمیایی آزمایش و محیط تکتونوماگمایی آن تبیین شود.

 

(الف) کاربرد عناصر اصلی در تعیین محیط تکتونیکی: با استفاده از نمودارهایی که بر مبنای اکسیدهای عناصر اصلی تنظیم شده، طبقه‌بندی گرانیتویید و تعیین جایگاه تکتونیکی آن امکان‌پذیر است. در نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1988) نمونه‌های سنگ‌های گرانیتویید جنوب قروه عمدتاً در محدوده گرانیتوییدهای مراحل نهایی کوهزایی (Late Orogenic) جای می‌گیرند و تعداد سه نمونه‌ای که دارای Na و K نسبتاً بیشتری بوده‌اند، به سمت قلمرو 6 کشیده شده‌اند (شکل 3). بر پایة مدلی که Maniar و Piccoli (1989) ارائه نمودند، سنگ‌های مورد مطالعه به گرانیتوییدهای گروه یک و یا گرانیتوییدهای کوهزایی تعلق دارد. به‌طوری‌که ملاحظه می‌شود، تفکیک انواع زیرگروه‌های گرانیتوییدها با کمک نمودارهای ترسیم شده فوق، به گونه‌ای کاملاً واضح، ممکن نیست (شکل 4).

 

 

شکل 3- نمودار R1-R2 (R1=4Si-11(Na+k)-2(Fe+Ti), R2=6Ca+2Mg+Al) برای تفکیک محیط‌های مختلف گرانیتوییدها Batchelor و Bowden (1985). اکثر نمونه‌های گرانیتویید منطقه در محدوده گرانیتوییدهای مراحل پایانی کوهزایی (گروه 4) قرار می‌گیرند و چند نمونه آلکالی‌تر به سمت گروه 6 کشیده شده است. علایم مشابه شکل 2 است.

 

اما در روشی که Agrawall (1995) ارائه نموده است می‌توان با استفاده از روش محاسباتی وی، انواع گرانیتوییدهای کوهزایی و غیرکوهزایی را متمایز کرد. بنابر محاسبات انجام شده بر اساس روش نامبرده، گرانیتویید مورد مطالعه به‌علت برخورداری از مقادیر R مثبت به گرانیتوییدهای کوهزایی تعلق دارد (جدول 3). فقط دو نمونه R منفی دارند که آن هم به سبب مجموع مقادیر بالای سدیم و پتاسیم آنها، از فرایندهای بعدی مانند متاسوماتیسم ﻣﺘﺄثر است.

از مقایسه گرانیتوییدهای محیط‌های تکتونیکی مختلف با اختصاصات گرانیتویید مورد بررسی، چنین استنتاج می‌شود که واحدهای گرانودیوریت- گرانیتی قروه با ویژگی‌های کانی‌شناسی و ژئوشیمیایی گرانیتوییدهای برخورد قاره‌ای مغایرت داشته، ولی با گرانیتوییدهای POG و CAG تشابهات زیادی دارند.

جدول 3- نتایج حاصل از محاسبات تعیین گروه‌های گرانیتوییدهای کوهزایی و غیرکوهزایی به روش Agrawall (1995).

R

Mi-Di

Di-Ci

Di

Sample No.

1.127960

-0.7813

1.7925625-

-1.501056

QMM-11

4.963289

-0.7813

-3.877818

-0.358632

QT10

2.012563

-0.7813

-1.572416

-1.280915

QT11

1.822436

-0.7813

-1.741840

-1.4493403

QMJ12

2.031611

-0.7813

-1.587297

-1.295797

QT6

-0.138975

-0.7813

1.085818

1.377318

QMJ2

-0.799335

-0.7813

0.624521

0.916021

QMJB2

1.423419

-0.7813

1.112117

1.403617

Q7

0.802278

-0.7813

-0.626820

-0.335320

Q11

1.092437

-0.7813

-0.853521

-0.562021

QV5

0.468142

-0.7813

0.365759-

-0.074259

QZ7

0.380123

-0.7813

-0.296990

0.005490

GSB.11*

6.324514

-0.7813

-4.941343

-4.649843

QZR1

1.540094

-0.7813

-1.203277

-0.911777

QA3

0.598185

-0.7813

0.467386-

-0.175862

QZ4

 

 

 

 

شکل 4- نمودار­های Maniar و Piccoli (1989) برای تمایز گروه‌های مختلف گرانیتوییدهای کوهزایی: (A نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده گرانیتوییدهای IAG+CAG+CCG+RRG+CEUG+POG، (B و (C در محدودة IAG+CAG+CCG قرار دارند. علایم مشابه شکل 2 است.

 

 

 

(ب)‌ کاربرد عناصر کمیاب در تعیین محیط تکتونیکی: ترکیب گرانیت‌ها اساساً توسط ترکیب سنگ منشأ کنترل می‌شود، نه توسط محیط تکتونیکی Rollinson (1993)، اما شاخص‌های ویژه‌ای از غلظت عناصر کمیاب وجود دارند که می‌توانند گرانیتوییدهای رژیم‌های مختلف را متمایز نمایند (Pearce et al., 1984).

به منظور تعیین جایگاه تکتونیکی گرانیتویید مورد مطالعه، داده‌های عناصر کمیاب حاصل از تجزیه شیمیایی سنگ کل نمونه‌ها (جدول 1) نیز بر روی نمودارهای Pearce (1996) و Harris و همکاران (1986) نیز تصویر شده‌اند. نمودار متمایزکنندة Rb/30-Hf-Ta*3 Harrise و همکاران (1990) (شکل 5) که در آن گرانیت‌های همزمان با برخورد قاره‌ها، پس از برخورد، قوس آتشفشانی و درون صفحه‌ای متمایز شده، نشان‌دهندة این است که نمونه‌های گرانودیوریتی و گرانیتی در قلمرو گرانیت‌های قوس آتشفشانی قرار دارند. افزون بر این، نمودار Rb/10-Hf-Ta*3 (Harris et al., 1986)، نیز رژیم تکتونیکی قوس آتشفشانی را برای سنگ‌های مذکور در مجموعه مورد مطالعه، مشخص می‌نماید. فرایندهای بعدی مانند متاسوماتیسم که به تغییرات شیمیایی منجر می‌شود، ممکن است عامل واقع شدن دو تا از نمونه‌ها در محدودة WPG باشد (ترکیان، 1387).

 

 

 

شکل 5- نمودار سه جزیی Rb/30-Hf-Ta*3 (Harris et al., 1986) متمایزکنندة گرانیت‌های همزمان با برخورد، پس از برخورد، قوس آتشفشانی و درون صفحه‌ای. واحدهای گرانیتوییدی عمدتاً در قلمرو گرانیت‌های قوس آتشفشانی قرار دارند. دو نمونه، احتمالاً ﻣﺘﺄثر از تغییرات متاسوماتیسم و یا به‌علت فراوانی کانی‌های فرومنیزین، در محدودة WPG جای گرفته‌اند. نمودار تفکیک جایگاه تکتونیکی بر اساس Rb/10-Hf-Ta*3 (Harris et al., 1986) که در آن گرانیت­های همزمان با برخورد، قوس آتشفشانی و درون صفحه‌ای به نمایش گذاشته شده است. این شکل به‌طور کلی نشان‌دهنده رژیم تکتونیکی قوس آتشفشانی برای نمونه‌های فلسیک منطقه مورد مطالعه است.

 


اما موقعیت نمونه سنگ‌های مورد مطالعه در نمودار Y+Nb در مقابل Rb (Pearce, 1996) در منطقه مشترک گرانیتوییدهای درون صفحه‌ای (WPG) و گرانیتوییدهای قوس آتشفشانی (VAG) قرار می‌گیرند (شکل 6) که این منطقه از نظر Pearce (1996) قلمرو تحت پوشش گرانیتوییدهایی است که پس از فعالیت­های تکتونیکی تشکیل می‌شوند. در همین ارتباط برخی محققان معتقدند که در مراحل انتهایی، رژیم تکتونیکی کمی به سمت محیط درون صفحه‌ای کشیده می‌شود (Forster et al., 1997). حتی فراوانی کانی‌های فرومنیزین نیز ممکن است در این نمودار سبب تغییر محل گرانیتوییدهای مرتبط با ماگماتیسم مرتبط قوس آتشفشانی شود (Pearce et al., 1986). به‌علاوه، مطالعات صحرایی و پتروگرافی (ترکیان و همکاران، 1387) نیز نشان داده است که در مورد نمونه‌های منطقه مورد مطالعه نمی‌توان تاثیر فرایندهای متأخر مانند متاسوماتیسم را که به تغییرات شیمیایی در آن‌ها منجر شده، نادیده انگاشت.

 

 

شکل6 - نمودار متمایز کننده محیط‌های تکتونیکی از Pearce (1996). نمونه‌های واحدهای مختلف گرانیتویید در مرز محدوده‌های قوس آتشفشانی (VAG) تا درون قاره‌ای (WPG) و در حوضه‌ای که بیانگر قلمرو پست تکتونیک است، قرار می‌گیرند. علایم مشابه شکل 5 است.

 

یکی دیگر از نمودارهایی که هم می‌تواند در تعیین محیط تکتونیکی مجموعه مفید واقع شود و هم در تعیین پتروژنز ماگماها، نمودارTh/Yb در مقابل La (شکل 7-a) است. در ماگماهای درون صفحه­ای، Th/Yb با افزایش روند تحول ماگما روبه فزونی می­گذارد. در این نمودار، تغییرات این نسبت‌ها با محیط­های فرورانش و درون صفحه‌ای سنجیده می‌شود. جا به‌جایی این روندها به سمت Th/Yb بالا ممکن است بر آلایش پوسته‌ای همراه با (یا بدون) تبلور تفریقی دلالت کند و یا نشان‌دهنده اشتقاق از یک منشأ گوشته‌ای غنی شده‌ای باشد که عناصری از ورقه (slab) در حال فرورانش، به آن افزوده شده است (Ilbeyli et al., 2004). نمودار Yb در مقابل Th/Ta (Gorton and Schandl, 2000) نیز نشان می‌دهد که تشکیل این گرانیتویید در قوس حاشیه فعال قاره‌ای رخ داده است (شکل 7-b). لذا به استناد بر کلیه دلایل، بالا جایگاه تکتونیکی شکل‌گیری گرانیتویید مجموعه پلوتونیک قروه، محیطی مرتبط با قوس آتشفشانی در حاشیه فعال یک قاره است.

در ﺗﺄیید نتایج فوق، نمودار عنکبوتی (با داده‌های کندریت (Thompson et al., 1982) به نقل از Richard (1995) بهنجارسازی شده) در این واحدها بیانگر آن است که عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE) دارای غنی‌شدگی مشخص و عناصر با شدت میدان قوی (HFSE) مانند Ti تهی‌شدگی بارزی را دارند (شکل 8). اختصاصات پتروشیمیایی مانند آنومالی منفی Nb، آنومالی نسبتاً کم Ti، Zr و Hf، شیب منفی از LILE به سمت HFSE، غنی شدگی مشخص از عناصر Rb و Ba از اختصاصات گرانیتوییدهای قوس آتشفشانی مرتبط با مناطق فرورانش هستند (Wilson, 1989). با این حال، آلایش با مواد پوسته‌ای نیز می‌تواند سبب این تغییرات شود (Rollinson, 1994). در بررسی‌های انجام شده توسط محققان مختلف بر روی محیط تکتونیکی گرانیتوییدها نشان داده است که در بسیاری از رژیم‌های همگرا، داده‌های ژئوشیمیایی انطباق کاملی با رژیم استنتاج شده از نمودارهای متمایزکننده محیط‌های تکتونیکی و به ویژه محیط قوس آتشفشانی ندارد. Forster و همکاران (1997)، Romick (1992) و Romer و همکاران (2001) نیز به‌وجود این مغایرت‌ها اشاره نموده‌اند. نمونة دیگری از این تفاوت‌ها در ترکیه مورد توجه بوده است؛ سرزمینی که از بسیاری جهات دارای ویژگی‌های تکتونیکی و ماگماتیسم مشابه ایران است.

 

 

 

 

شکل 7- در نمودار Th/Yb در مقابل La/Yb (Condie، 1989) نمونه‌های گرانودیوریتی و گرانیتی در قلمرو قوس حاشیه قاره متمرکز شده‌اند. Gorton و Schandl (2000) نمودار Yb در مقابلTh/ Ta را برای تفکیک رژیم‌های پشته‌های میان اقیانوسی، مناطق آتشفشانی درون قاره‌ای، حاشیه فعال قاره‌ای و قوس اقیانوسی ارائه نموده‌اند. در این نمودار سنگ‌های پلوتون‌های گرانودیوریتی و گرانیتی در محدوده حاشیه فعال قاره‌ای جای می‌گیرند. علایم مشابه شکل 5 است.

 

 

 

شکل 8- نمودار تغییرات چندعنصری (عنکبوتی) سنگ‌های واحد دیوریتی و واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی. بهنجارسازی شده نسبت به کندریت (Thompson et al., 1982) به نقل از Richard (1995). علایم مانند شکل 5 است.

 

Koksal و همکاران (2004) ضمن مطالعه کوارتز-مونزونیت باراناداگ در آناتولی مرکزی (ترکیه) معتقدند که در رژیم‌های انتهای برخوردی تا پس از برخورد قاره‌ها، داده‌های ژئوشیمیایی ماگماتیسم بیشتر گویای ویژگی‌های پوسته در حال زیرراندگی است، تا علایم مربوط به رژیم تکتونیکی آخرین ماگماتیسم مربوط به آن. بنابراین، تلفیق نتایج حاصل از تجزیه و تحلیل داده‌های ژئوشیمیایی و نمودارهای متمایز کننده، دال بر آنست که این نشانه‌ها و اختصاصات ژئوشیمیایی در محیط‌های مرتبط با قوس یافت می‌شوند، مضافاً اینکه می‌توانند از علایم ژئوشیمیایی منابع غنی شدة مربوط به محیط‌های پس از برخورد نیز باشند. داده‌هایی مانند نسبت‌های بالای LILE/HFSE و نیز LREE/HREE منعکس کننده ویژگی‌های ژئوشیمیایی متعلق به ﻣﻨﺸﺄ است، تا یک نشانه بارز شیمیایی برای تشخیص رژیم تکتونیکی.

 

(پ) تعیین محیط تکتونیکی واحدهای گرانیتویید با تکیه بر موقعیت پهنة سنندج- سیرجان: نگاهی به زمین‌شناسی پهنة سنندج-سیرجان و رژیم تکتونیکی گرانیتوییدهای قدیمی‌تر این پهنه (جدول 4) شاید بتواند قطعیت انتخاب یک محیط قوس آتشفشانی در حاشیه فعال قاره‌ای را جدی‌تر نماید. برای مثال، گرانودیوریت –کوارتزدیوریت بروجرد (172-171 میلیون سال) به قوس آتشفشانی مرتبط با یک حاشیه فعال قاره‌ای تعلق دارد (احمدی‌خلجی، 1385)؛ باتولیت گرانیتوییدی الوند با 68-104 میلیون سال (ولی‌زاده و صادقیان، 1375) و با 161-163 میلیون سال، Shabazi و همکاران (2010) نیز یک گرانیتویید برخوردی با ویژگی‌های ممتاز قوس- قاره است و نیز مجموعه نفوذی اشنویه (80-100 میلیون سال) در یک رژیم تکتونیکی قوس آتشفشانی وابسته به حاشیه فعال قاره‌ای شکل گرفته ‌است (امینی و همکاران، 1384). بنابراین، با توجه به اینکه این گرانیتوییدها همگی قدیمی‌تر از گرانیتویید مورد مطالعه هستند، لذا تشکیل آن‌ها به‌طور یقین همزمان یا قبل از برخورد قاره‌هاست.

اما گرانیتوییدهایی نظیر گرانیت تواندشت-گوشه (35 میلیون سال، احمدی‌خلجی، 1385) ﻣﺘﺄثر از رخداد تکتونیکی پیرنئن و گرانیتویید جوان‌تر بروجرد (70-52 میلیون سال)، که به‌وسیلة Masoudi (1997) از نوع پس از برخورد تشخیص داده شده، و نیز گرانیتویید مورد مطالعه، باید در یک محیط حاشیه فعال تکتونیکی (رژیم همگرا) در مراحل انتهایی یک فرورانش حاشیه قاره‌ای و برخورد قوس-قاره‌ای مربوط به آن شکل گرفته باشند. با توجه به تاریخچه زمین‌شناسی پهنة سنندج-سیرجان و نتایج بررسی‌های عناصر اصلی و کمیاب، پلوتون‌های گرانیتوییدی مورد مطالعه، فرآورده مراحل پایانی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوسته قاره‌ای ایران مرکزی است. با تاکید بر اینکه Mohajjel و همکاران (2003) معتقدند اصلی‌ترین رخداد دگرشکلی پهنه سنندج- سیرجان (برخورد قاره‌ای) در سنوزوییک (میوسن) به وقوع پیوسته است و بر اثر این واقعه، همزمان و پس از آن، توده‌های نفوذی گرانیتوییدی متعددی شکل گرفته و در پهنه مذکور نفوذ کرده‌اند.

 

 

جدول 4 - سن مطلق تعدادی از مجموعه‌های پلوتونیک شمال پهنه سنندج-سیرجان.

نام مجموعه گرانیتوییدی

روش سن‌سنجی

سن (به میلیون سال)

منابع

Boroujerd Granitoid Complex

U-Pb

169-172

احمدی‌خلجی (1385)

Boroujerd Granitoid Complex

Rb-Sr

120-52

Masoudi et al. ( 2002)

Astaneh-Arak Granitoid Complex

Rb-Sr

99

Masoudi et al. (1997)

Alvand Granitoid Complex

Rb-Sr

68-104

Valizadeh and Cantagrel (1975)

Alvand Granitoid Complex

K-Ar

63-89

Valizadeh & Cantagrel (1975)

Alvand Granitoid Complex

U-Pb

163±0.9 & 161.7±0.6

Shahbazi et al. (2010)

Qorveh Granitoid Complex

K-Ar

38-40

Bellon & Braud (1975)

Oshnaviieh Pluton

K-Ar

80-100

امینی و همکاران (1384)

Tavandasht-Gousheh Granitoid

U-Pb

35

احمدی‌خلجی (1385)

 

 


نتیجه‌گیری

شاخص‌های تعیین تیپ ماگمایی پلوتون­های گرانیتوییدی مجموعه جنوب قروه که شامل اختصاصات صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی است، به اختصار در زیر بیان می‌شود:

- سنگ‌های مورد مطالعه از طیف گسترده‌ای از SiO2 برخوردارند، و مجموعه بیضوی شکل منطقه‌بندی شده (زونینگ) ناقصی را تشکیل می‌دهند.

- در واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی پلاژیوکلاز و هورنبلند فراوان هستند؛ به ویژه آنکه بر اساس رده‌بندی Leake و همکاران (1997)، آمفیبول‌ها به زیر گروه هورنبلندهای کلسیک منیزیم دار تعلق دارند.

- فقدان کانی‌های سرشار از آلومینیوم برای تعیین تیپ ماگمایی این سنگ‌ها مشخصه مهمی محسوب می‌شود. در ترکیب مودال نیز هورنبلند و اسفن وجود دارد.

- بر اساس داده‌های ژئوشیمیایی واحدهای فلسیک مورد مطالعه از نوع کالک‌آلکالن هستند و ترکیب شیمیایی بیوتیت‌ها نیز مؤید ترکیب کالک‌آلکالن ماگمای سازنده است.

- با توجه به خصوصیات کانی‌شناسی و مقدار ASI کمتر از واحد و مقدار مولی Na + K کمتر از مقدار مولی Al، این گرانیتویید در زمره گرانیتوییدهای متاآلومین قرار می‌گیرد. وجود بیوتیت-آمفیبول و بقایایی از پیروکسن به لحاظ کانی‌شناسی این تمایل (آفینیتی) را ﺗﺄیید می‌کند.

- درصد وزنی P2O5با روند افزایشی SiO2 کاهش نشان می‌دهد که بر سازگاری آن در روند تحولی ماگما دلالت دارد.

- بر اساس پارامترهای ژئوشیمیایی گرانیتویید مذکور در زمره گرانیتوییدهای نوع کوردیلریایی و عمدتاً در قلمروگروه منیزین قرار دارد.

در مجموع، نتایج روابط صحرایی، پتروگرافی و داده‌های ژئوشیمیایی فوق نشان می‌دهند که پلوتون‌های گرانیتوییدی قروه در گروه گرانیتوییدهای نوع I طبقه­بندی می‌شوند. نتایج دیگری که از بررسی تغییرات عناصر اصلی و کمیاب به‌دست آمده، مشابهت این گرانیتویید را با گرانیتوییدهای مراحل انتهایی کوهزایی نشان می‌دهد و به روش محاسباتی Agrawall (1995) گرانیتویید مورد مطالعه دارای مقادیر R مثبت است و در زمرة گرانیتوییدهای کوهزایی قرار می‌گیرد. بر اساس اختلافات و مشترکات بین گرانیتویید مورد مطالعه و گرانیتوییدهای برخوردی و جزایر قوسی، گرانیتویید قروه از نوع گرانیتوییدهای قوس– قاره‌ای است. داده‌های عناصر کمیاب در نمودارهای سه جزیی Rb/30-Hf-Ta*3، Rb/10-Hf-Ta*3 و نمودارهای La/Yb - Th/Yb و Th /Ta- Yb و نیز نمودارهای متمایز کنندة محیط‌های تکتونیکی، منعکس کنندة نفوذ این واحدها در یک قوس آتشفشانی حاشیة فعال قاره‌ای است. با توجه به سرگذشت و رژیم تکتونیکی پهنه سنندج-سیرجان و سن باتولیت‌های گرانیتوییدی این پهنه، نفوذی‌های گرانودیوریت- گرانیتی مورد مطالعه، فرآوردة مراحل پایانی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوستة قاره‌ای ایران مرکزی است.

 

سپاسگزاری و تبریک

ضمن تبریک و اظهار مسرت از انتشار مجله اختصاصی «پترولوژی»، از داوران محترم مجله که نکات دقیق و مهمی را برای اصلاح مقاله تذکر داده­اند، سپاسگزاری می‌شود.

احمدی‌خلجی، ا. (1385) پترولوژی توده‌های گرانیتوییدی بروجرد. پایان‌نامه دکتری، دانشگاه تهران، تهران، ایران.

آقانباتی، س. ع. (1383) زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

امینی، ص.، مظهری، س. ع. و قلمقاش، ج. (1384) پتروژنز توده‌های نفوذی غرب بانه (کردستان). نشریه علوم دانشگاه تربیت معلم تهران، 5(3): 601-618.

ترکیان، ا. (1387) مطالعه ماگماتیسم توده گرانودیوریتی درمنطقه جنوب قروه – سنندج. پایان‌نامه دکتری، دانشگاه اصفهان، ایران.

 ترکیان، ا.، خلیلی. م. و سپاهی‌گرو، ع. ا. (1387) پتروگرافی و پترولوژی مجموعه پلوتونیک جنوب قروه. مجله علمی-پژوهشی دانشگاه اصفهان،30(1): 131-143.

حسینی، م. (1376) نقشه زمین‌شناسی 100000: 1 چهارگوش قروه (شرح در پیوست نقشه). سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

 طهماسبی، ز.، خلیلی، م.، احمدی‌خلجی، ا. و مکی­زاده، م. ع. (1389) پتروژنز تودة گرانیتوییدی آستانه (غرب ایران). مجله پترولوژی، دانشگاه اصفهان (زیر چاپ).

محجل، م. و سهندی، م. ر. (1378) تکامل تکتونیکی پهنه سنندج سیرجان در نیمه شمال باختری و معرفی زیر پهنه‌های جدید در آن. فصل‌نامه علمی- پژوهشی علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور: 8(31-32): 28-49.

ولی‌زاده، م. م. و صادقیان، م. (1375) پتروژنز توده گرانیتوییدی الوند. فصل‌نامه علمی- پژوهشی علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 5(19): 14-31.

Abdel- Rahman, A. (1994) Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline, and peraluminous magmas. Journal of Petrology 35(2): 525-541.

Batchelor, B. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters. Chemical Geology 48: 43–55.

Bellon, H. and Braud, J. (1975) Donnes nouvelles sur le domaine metamorphique du Zagros (zone de Sanandaj- Sirjan) au niveau de Kermanshah- Hamedan (Iran), Nature, age et interpretation des series metamorphiques et des intrusions, evolution structural. Faculty of Sciences Orsay, Paris, 14.

Best, M. G. (2003) Igneous and metamorphic petrology. W. H. Freeman & Company, New York.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types, Pacific of Geology 8: 173-174.

Chappell, B. W. and Stephens, W. E. (1988) Origin of infra-crustal (I-type) granite magmas. In: Origin of granite. Earth Sciences 79(2-3): 71-86.

Condie, K. C., (1989) Geochemical changes in basalts and andesites across the Archean- Proterozoic boundary: identification and significance. Lithos 23: 1-18.

Eftekharnejad, J. (1984) Structural and sedimentary basin development in Iran. Geological Survey of Iran 51: 20-34.

Forster, H. J., Tischendorf, G. and Trumbull, R. B. (1997) An evaluation of the Rb vs. (Y + Nb) discrimination diagram to infer tectonic setting of silicic igneous rocks. Lithos 40: 261-293.

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

Gorton, M. P. and Schandl, E. S. (2000) From continental to island arc: A geochemical index of tectonic setting for arc-related and with plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist 38: 1065-1073.

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

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.

Ilbeyli, N., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2004) Petrogenesis of collision-related plutonics in Central Anatolia, Turkey. Lithos 72: 163-182.

Koksal, S., Romer, R. L., Goncuoglu, M. C., and Toksoy-Koksal, F. (2004) Timing of post-collisional H-type to A-type granitic magmatism: U-Pb Titanite ages from the Alpine central Anatolian granitiods (Turkey). International Journal of Earth Sciences (Geol. Rundsch) 93: 974-989.

Leake, B. E., Wolley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles, report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association commission on new minerals and mineral names. European Journal of Mineralogy 9: 623-651.

Le Maitre, R. W. (1976) The chemical variability of some common igneous rocks. Journal of Petrology 17: 589-638.

Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Survey of American Bulletin 101: 635-643.

Masoudi, F. (1997) Contact metamorphism and pegmatite development in the region SW of Arak, Iran. Ph. D. thesis, University of Leeds, UK (In Persian).

Masoudi, F., Yardley, B. W. D. and Cliff, R. A. (2002) Rb- Sr geochronology of pegmatites, plutonic rocks and a hornfels in the region southwest of Arak, Iran. Journal of Sciences I.R. Iran. 13(3); 249-254.

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003)Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj- Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397-412.

Nachit, H., Razafimahefa, N., Stussi, J. M. and Caron, J. P. (1985) Composition chimique des biotites et typologie magmatique des granitoids. C. R. Academic Sciences Paris, Ser. II 301: 813–818.

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

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

Pearce, J. A., Harris, B. W. H. and Tindie, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

Pitcher, V. S. (1982) Granite type and tectonic environment: in mountain building processes. In: K. J. Hsu. (Ed.): Academic press, London 19-40.

Pitcher, W. S. (1987) Granites and yet more granite forty years. Geologische Rundschau 76: 51-79.

Pitcher, V. S. (1993) The nature and origin of granite. Chapman and Hall, London.

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

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman, New York.

Romick, J. D., Kay, S. M., and Kay, R. M. (1992) The influence of amphibole fractionation on the evolution of calc-alkaline andesite and dacite tehpra from the central Aleutians, Alaska. Contributions to Mineralogy and Petrology 112: 101-118.

Sabzehei, M. (1974) Les mélanges ophiolitiques de la région d’Esfandagheh (Iran méridional). Etude pétrographique et structurale. Ph. D. thesis. Etat, University of Grenoble.

Sepahi, A. A. and Athari, S. F. (2006): Petrology of major granitic plutons of the northwestern part of Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, Zagros Orogen, Iran: with emphasis on A-type granitoids from SE Saqqes area. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen 183: 93–106.

Shahbazi, H., Siebel, M., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A. Shang, C. K. and Vousoughi Abedini, M. (2010) Geochemistry and U-Pb geochoronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj-Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39: 668–683.

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.

Valizadeh, M. V. and Cantagrel, J. M. (1975) Premières données radiométriques (K-Ar et Rb-Sr) Sur Les micas du Complexe magmaitque du Mont Alvand, près Hamadan (Iran Occidental). C.R.A. S. Paris, Série D: 1083-1086.

Whalen, J. B., Jenner, G. A., Longstaffe, F. J., Robert, F. and Gariety, C. (1996) Chemical and isotopic (O, Nd and Sr) constraints on A-type granite petrogenesis based on the Topsails igneous suite, Newfoundland Appalachians. Journal of Petrology 37: 1463-1489.

Zen, E. (1988) Tectonic significance of the high pressure plutonic rocks in the Western Cordillera of North America. In: W.G., Ernest (Ed.): Metamorphism and crustal evolution of the Western U.S. Rube, Prentice-Hall. Englewood Cliffs, New Jersey.