پترولوژی و خاستگاه توده‌نفوذی گرانیتوییدی وش، شمال اصفهان

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشگاه آزاد اسلامی واحد خوراسگان، خوراسگان، ایران

چکیده

توده نفوذی وش، در شمال‌غرب نطنز واقع شده است و بخشی از کمربند ماگمایی ارومیه- دختر است. این پلوتون با سن احتمالی الیگومیوسن در نتیجه فعالیت‌های شدید ماگمایی در طی و پس از کوه‌زاد آلپی تشکیل شده است. ترکیب توده نفوذی از گرانودیوریت تا تونالیت تغییر می‌کند. کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده این توده شامل کوارتز، پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار است و کانی‌های فرومنیزین آن بیوتیت و آمفیبول است. این توده حاوی انکلاوهای دیوریتی با ابعاد مختلف است. بر اساس مطالعات ژئوشیمیایی، سنگ‌های این توده در محدوده ساب‌آلکالن،کالک‌آلکالن و متاآلومین قرار گرفته‌اند و از گرانیت‌های منیزیمی نوع I است. توده نفوذی وش با غنی‌شدگی از عناصر با شعاع یونی بزرگ (LILE) همچون Ce، K، Ba و RB و تهی‌شدگی از عناصر با پتانسیل یونی بالا (HFSE) همچون Nb، Y و Zr مشخص می‌شود. الگوهای REES به‌هنجار شده نسبت به کندریت نشانگر غنی‌شدگی متوسط تا زیاد از LREES ]17/13-93/7[(La/Yb)N= و الگوی تفریق‌نیافته در توزیع HREES را عرضه می‌کند ]88/1-09/1.[(Gd/Yb)N= Eu آنومالی منفی نسبتاً کمی از خود نشان‌می‌دهد ](16/1-69/0Eu/Eu*=)[. گرانودیوریت‌ها با کم‌ترین مقدار تفریق HREE، آنومالی منفی Eu نسبتاً ضعیفی دارد (16/1-69/0Eu/Eu*=). این ماگما احتمالاً می‌تواند از ماگمای اولیه در پوسته زیرین حاصل شده باشد که منشأ آن ذوب‌بخشی پروتولیت‌های پوسته‌ای و ماگماهای بازالتی حاصل از ذوب‌بخشی گوه‌های گوشته‌ای است. ویژگی‌های ژئوشیمیایی و ترکیبات کانی‌شناسی نفوذی وش نشانگر تعلق آن به گرانیتوییدهای نوع کوه‌زایی قوس آتشفشانی در یک حاشیه فعال قاره‌ای است. محیط تکتونیکی گرانیتویید وش با فعالیت‌های ماگمایی هم‌زمان با فرورانش یا فازهای کششی پس از تصادم خردقاره لوت و صفحه‌عربی منطبق است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrology and genesis of Vash granitoid NW Natanz (Isfahan)

نویسندگان [English]

  • Ali Khan Nasr Esfahani
  • Behafarin Shojaei
اصفهان،خ اردیبهشت شمالی، کوچه طباطبایی، پلاک68، طبه دوم
چکیده [English]

The Vash granitoid is located in NW Natanz and is a part of Uromieh-Dokhtar magmatic belt in Central Iran. This pluton is probably of Oligo-Miocene age and is the result of extensive magmatism which occurred during and post of the Alpine Orogeny. The composition of the pluton ranges from granodiorite to tonalite. The main minerals are quartz, plagioclase, alkali-feldspar and ferromagnesian minerals are biotite and amphibole. It contains a number of dioritic enclaves with different sizes. Based on geochemical studies, the Vash granitiod is similar to those of the subalkaline, calc-alkaline series, metaluminous, and displays typical features of magnesian I-type granites. The pluton is characterized by enrichment in large ion lithophile elements (LILE) such as Rb, Ba, K, Ce and depletion in high field strength elements (HFSE) such as Y, Nb and Zr. The chondrite normalized REE patterns are characterized by moderate to high LREE enrichment [(La/Yb)N=7.93-13.17] and unfractionated HREE [(Gd/Yb)N=1.09 to 1.88]. Granodiorites show least fractionated in HREE and a weak negative Eu anomalies (Eu/Eu*=0.69-1.16). The studied magma was likely derived from primary magma in the lower crust originated by partial meling of crustal protoliths as well as basaltic magmas formed by partial melting of mantle wedges. The Vash granitoid displays mineralogical and geochemical characteristics typical of volcanic arc granites related to an active continental margin. Tectonic setting of Vash granitoid may be syn-subduction magmatism or post-collisional magmatism due to extensional phases after collision of Lut microcontinent and Arabic plate.

کلیدواژه‌ها [English]

  • I-type
  • Vash
  • Natanz
  • Oligo-Miocen
  • calc-alkaline
  • granitoid
  • I
  • Type
  • Oligo
  • Miocen
  • Calc
  • alkaline

مقدمه

توده ‌نفوذی وش در شمال اصفهان، در فاصله 63 کیلومتری جنوب‌غرب شهر نطنز واقع شده است (شکل 1). ناحیه نطنز قسمتی از پهنه ساختاری ارومیه- دختر است. این پهنه به‌صورت کمربند آتشفشانی با روند شمال‌غرب- جنوب‌شرق از ناحیه دریاچه ارومیه در آذربایجان غربی تا آتشفشان‌های بزمان در بلوچستان کشیده شده است (معین وزیری، 1375؛ نصراصفهانی و وهابی‌مقدم، 1389) و سن سنگ‌های آتشفشانی در آن از ائوسن و الیگوسن شروع و به آتشفشان‌های عهد حاضر ختم می‌شود (درویش‌زاده، 1363؛ قربانی، 1382).

 

 

شکل 1- (A راه‌های دسترسی به منطقه و (B موقعیت جغرافیایی منطقه بر روی نقشه ایران، برگرفته ازShahabpour  (2005)، با تغییرات

 

سن توده نفوذی وش، الیگومیوسن است که مجموعه‌های آتشفشانی ائوسن و سنگ‌های رسوبی کرتاسه را قطع نموده است (باباخانی و همکاران، 1372). مطالعات بسیاری بر روی ناحیه کاشان- نطنز انجام شده است (نصراصفهانی و احمدی، 1387). از جمله مهم‌ترین تحقیقات انجام شده در منطقه می‌توان به مطالعات زمین‌شناسی Pourhosseini (1981) اشاره نمود. وی در مطالعات خود بر روی توده‌های نفوذی ناحیه نطنز پیشنهاد می‌کند که ماگمای سازنده سنگ‌های درونی در ناحیه نطنز، حاصل ذوب پوسته و یا گوشته اقیانوسی بوده و حاصل زیرراندگی پوسته اقیانوسی به زیر ورقه ایران مرکزی است. شیریان (1375) گرانیتوییدهای جنوب روستای تتماج در نزدیکی منطقه مورد مطالعه را کالک‌آلکالن معرفی کرده است. امین‌الرعایایی و همکاران (1386) و کنعانیان و همکاران (1387) کانی‌شناسی، ژئوشیمی ایزوتوپ‌های پایدار و خاستگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی اطراف این توده نفوذی را بررسی کرده‌اند. هنرمند و همکاران (1390) در تحلیل‌های ژئوشیمیایی مجموعه توده‌های نفوذی غرب و شمال‌غربی نطنز منشأ ماگمای مجموعه‌های گرانیتوییدی را اختلاط ماگمای مشتق شده از گوشته و ماگمای منتج از پوسته می‌دانند. Haschke و همکاران (2010)، محیط تکتونوماگمایی کمان کوه‌زاد گروه آندی را برای تشکیل این توده‌های نفوذی در اطراف شهر نطنز پیشنهاد می‌کنند. Nasr-Esfahani و Shojaei (2011) بر اساس ترکیب شیمی‌کانی آمفیبول مقدار میانگین فشار حاکم بر توده‌نفوذی وش را در زمان جایگزینی در حدود میانگین 4/1 (98/0-99/1) کیلوبار تخمین زده‌اند. در نوشتار حاضر بر اساس مطالعات پتروگرافی و شیمی سنگ‌کل، خاستگاه توده نفوذی گرانیتوییدی وش، بررسی می‌شود.

 

زمین‌شناسی عمومی

مجموعه‌های ‌نفوذی در منطقه نطنز دارای تغییرات ترکیبی از گابرو تا گرانیت هستند (هنرمند، 1385). گابروها به‌عنوان قدیمی‌ترین واحد در منطقه بوده و گرانیتوییدها، آن‌ها را قطع کرده‌اند (Haschke et al., 2010). توده نفوذی گرانیتوییدی وش با مشخصات هندسی متوسط عرض 5 و طول 15 کیلومتر بزرگ‌ترین توده نفوذی گرانیتوییدی در ناحیه نطنز است (شکل 2). گسل نطنز با امتداد شمال‌غرب- جنوب‌شرق، بخش‌های شرقی و شمالی توده را قطع نموده است. این نفوذی در سنگ‌های آتشفشانی ائوسن و کربناته کرتاسه جایگزین شده است. در حواشی این توده، رخنمون‌های مافیک‌تر نیز حضور دارند اما حجم بسیار کمی را به خود اختصاص داده و توسط توده گرانیتوییدی قطع شده است (باباخانی و همکاران، 1372). ترکیب سنگ‌های آتشفشانی عمدتاً آندزیت، تراکی‌آندزیت، آندزیت‌بازالت و توف‌های اسیدی است. بین توده گرانیتوییدی و سنگ‌های آتشفشانی در برگیرنده هاله دگرگونی مجاورتی در حد رخساره آلبیت- اپیدوت هورنفلس ایجاد شده است (کنعانیان و همکاران، 1387). توده نفوذی گرانیتوییدی دارای طیف ترکیبی از دیوریت تا کوارتزمونزونیت است. از مشخصات بارز این توده نفوذی در صحرا، حضور مقادیر زیادی انکلاوهای گرد و بیضوی با منشأ آذرین و ترکیب دیوریت و تا حدی مونزودیوریت است.

 

 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی توده‌نفوذی وش و نیم‌رخ عرضی از این توده، برگرفته از باباخانی و همکاران (1372)، با تغییرات

 


روش انجام پژوهش

طی بازدیدهای صحرایی از بخش‌های دگرسان نشده توده نفوذی وش، 74 نمونه سنگی برداشت شد و پس از تهیه 48 مقطع نازک و مطالعه آن‌ها با میکروسکوپ پلاریزان، 16 نمونه (11 نمونه از توده اصلی و 5 نمونه انکلاو ) به روش ICP-MS در آزمایشگاه ALS Chemiex کانادا و 5 نمونه به روش XRF در شرکت بهین آزمون سپاهان در شهرک علمی تحقیقاتی دانشگاه صنعتی اصفهان عناصر اصلی و فرعی آنالیز شیمیایی شد (جدول‌های 1 و 2). تعدادی از کانی‌های آمفیبول، بیوتیت، فلدسپار و اوپاک در نمونه های انتخابی، با دستگاه آنالیز الکترون میکروپروب SX100 Cameca فرانسه و در شرایط 20kev و 30nA، 20kev و 10nA و 20kev و 20nA در آزمایشگاه مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران، بررسی شدند (جدول‌های 3 تا 6). تفکیک مقادیر آهن 2 و 3 در فرمول کانی‌های فرومنیزین به‌کمک روش‌های پیشنهادی Droop (1987) و Leake و همکاران (1997) انجام شده است.

پتروگرافی

ترکیب سنگ‌های توده نفوذی وش، با استفاده از آنالیز مودال، گرانودیوریت تا تونالیت است. کانی‌های اصلی شامل کوارتز، فلدسپار پتاسیک، پلاژیوکلاز و نیز کانی‌های فرومنیزین از نوع آمفیبول و بیوتیت است. مهم‌ترین بافت‌های آن شامل بافت گرانولار، میکروگرانولار و پوئی‌کیلیتیک است. در نمونه دستی این سنگ‌ها درشت‌بلور و ضریب‌رنگینی آن‌ها متناسب با فراوانی کانی‌های مافیک متغیر است. کوارتز در حدود 20 درصد مودال ترکیب کانی‌شناسی را تشکیل می‌دهد، این کانی خاموشی موجی دارد. فلدسپارهای پتاسیک به‌طور معمول دارای بلورهای درشت با طولی حدود 2 میلی‌متر است (شکل 3- A و B). تعدادی از فلدسپارها به‌طور جزیی به کانی‌های رسی و سریسیت تجزیه شده است.

پلاژیوکلازهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار دارای اندازه بلورهای از 5/0 تا 2 میلی‌متر است (شکل 3- A) و در برخی بافت سلولی اسفنجی مشاهده می‌شود (شکل 3- E) که نشان‌دهنده سرعت بالای رشد و سرعت پائین هسته گذاری است (Pe-Piper et al., 2002). ترکیب بلورهای پلاژیوکلاز از آندزین تا لابرادوریت است و اغلب منطقه‌‌بندی نشان می‌دهد. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها در توده گرانیتوییدی از مرکز به حاشیه دارای دامنه تغییرات محتوای آنورتیت 64 تا 67 درصد است (شکل 4).

 

 

جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی عناصر اصلی (wt%) 14 نمونه از منطقه وش به‌روش ICP-MS (* نمونه‌های تجزیه‌شده به روش XRF)

 

 

 

 

جدول 2- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر فرعی و نادر خاکی منطقه (به‌روش ICP-MS)

 

 

جدول 3- نتایج آنالیز نقطه‌ای آمفیبول (بر حسب درصد وزنی)

 

 

 

جدول 4- نتایج آنالیز نقطه‌ای پلاژیوکلازها در گرانودیوریت‌ها

V.plg.6

V.plg.5

V.plg.4

V.plg.3

V.plg.2

V.plg.1

Sample

Rime

 

 

 

 

core

 

62.914

62.562

57.279

61.053

58.450

59.632

SiO2

0.053

0.016

0.000

0.000

0.031

0.000

TiO2

22.276

23.860

26.121

23.427

25.144

24.247

Al2O3

0.058

0.133

0.193

0.143

0.219

0.259

FeO

0.000

0.008

0.076

0.000

0.040

0.000

MgO

3.955

4.974

8.730

5.731

8.067

6.768

CaO

9.450

8.622

6.460

8.249

6.879

7.636

Na2O

0.193

0.352

0.266

0.337

0.334

0.486

K2O

98.899

100.527

99.125

98.94

99.164

99.028

Total

2.814

2.759

2.592

2.744

2.639

2.690

Si

1.173

1.239

1.392

1.240

1.337

1.288

Al

0.002

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

Ti

0.002

0.005

0.007

0.005

0.008

0.010

Fe+2

0.000

0.001

0.005

0.000

0.003

0.000

Mg

0.190

0.235

0.423

0.276

0.390

0.327

Ca

0.820

0.737

0.567

0.719

0.602

0.668

Na

0.011

0.020

0.015

0.019

0.019

0.028

K

5.012

4.997

5.001

5.003

4.999

5.011

Cations

0.80

0.74

0.56

0.71

0.60

0.65

Ab

0.19

0.24

0.42

0.27

0.039

0.32

An

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

Or

 

جدول 5- نتایج حاصل از آنالیز نقطه‌ای بیوتیت‌ها در توده وش

V.Bio.5

V.Bio.4

V.Bio.3

V.Bio.2

V.Bio.1

Sample

36.130

37.476

36.085

36.184

35.719

SiO2

3.718

3.688

3.714

3.791

3.846

TiO2

13.331

13.605

13.302

13.277

13.150

Al2O3

19.455

18.487

19.675

19.528

19.916

FeO

0.388

0.386

0.403

0.386

0.442

MnO

12.354

11.811

12.457

12.553

12.094

MgO

0.097

0.164

0.026

0.067

0.023

CaO

0.083

0.587

0.108

0.118

0.093

Na2O

10.227

10.088

10.613

10.580

10.530

K2O

95.96

96.42

96.53

96.64

95.81

Total

5.300

5.423

5.279

5.282

5.269

Si

2.303

2.318

2.292

2.283

2.284

AlIV

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

AlVI

0.410

0.401

0.409

0.416

0.427

Ti

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe+3

2.387

2.237

2.407

2.384

2.457

Fe+2

0.048

0.047

0.050

0.048

0.055

Mn

2.702

2.548

2.717

2.732

2.659

Mg

0.182

0.126

0.153

0.158

0.000

F

0.015

0.025

0.004

0.010

0.004

Ca

0.024

0.165

0.031

0.033

0.027

Na

1.914

1.862

1.981

1.970

1.982

K

15.103

15.026

15.170

15.158

15.164

Cations

22

22

22

22

22

O

 

جدول 6- نتایج آنالیز نقطه‌ای مگنتیت به صورت اکسیدی

Point

1

2

3

4

5

SiO2

0.044

0.091

0.053

0.071

0.077

TiO2

0.174

0.18

0.238

0.203

0.218

V2O5

0.422

0.466

0.598

0.489

0.428

Al2O3

0.107

0.164

0.13

0.059

0.043

Cr2O3

0.059

0.086

0.056

0.067

0.059

MnO

0.131

0.165

0.168

0.105

0.08

MgO

0.016

0

0.013

0

0

FeO

31.041

31.029

31.05

30.978

31.037

Fe2O3

67.132

66.842

66.39

66.614

66.85

Total

99.127

99.023

98.69

98.586

98.792

 

آمفیبول با فراوانی بیشتر از بیوتیت به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و با رنگ سبز زیتونی حضور دارد (شکل 3- D). بر اساس داده‌های آنالیز نقطه‌ای آمفیبول‌های این توده ماگمایی از نوع کلسیک و ترکیب آن هورنبلند منیزیم‌دار است (5- A و B). بیوتیت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با رنگ قهوه‌ایی تا قهوه‌ایی سوخته در مقاطع دیده می‌شود، اندازه بیوتیت‌ها 2/0 تا 5/1 میلی‌متر است.

بر اساس داده‌های آنالیز نقطه‌ای بیوتیت‌های این توده، اولیه (ماگمایی) و از نوع منیزیم‌دار است (شکل 5- C و D). علاوه بر کانی‌های فرومنیزین، کانی‌های فرعی شامل آپاتیت و تورمالین بوده و سریسیت، کلسیت، کلریت و اپیدوت به‌عنوان کانی‌های دگرسانی در توده نفوذی وش نیز حضور دارند. رگچه‌های اپیدوتی بخش‌هایی از توده را قطع کرده است. کانی‌های اپاک در این نفوذی بر اساس داده‌های آنالیز نقطه‌ای مگنتیت بوده و معمولاً همراه کانی‌های بیوتیت و آمفیبول است. حضور مگنتیت در توده نفوذی نشانگر فوگاسیته بالای اکسیژن است (Sack et al., 1980).

حضور مقادیر زیادی انکلاوهای گرد و بیضوی با منشأ آذرین، دارای ترکیب دیوریت و تا حدی مونزودیوریت است که از ویژگی‌های مهم این نفوذی است. انکلاوها بیشتر در فازهای مافیک‌تر، هم در بخش‌های حاشیه‌ای و هم در مرکز توده مشاهده می‌شوند و اندازه آن‌ها بین 10 میلی‌متر تا 40 سانتی‌متر متغیر است اما ابعاد 10 تا 20 سانتی‌متر فراونی بیش‌تری دارند. شکل آن‌ها از حالت تقریباً زاویه‌دار تا کاملاً گردشده تغییر می‌کند، ولی بیشتر به شکل‌های تقریباً بیضوی دیده می‌شوند. اندازه انکلاوهای توده وش متفاوت است. آن‌ها در نمونه دستی غالباً به‌رنگ خاکستری هستند و به‌صورت مزوکراتیک تا ملانوکراتیک، ریزدانه تا میان‌دانه با بافت پورفیری و ریزدانه دیده می‌شوند (شکل 3- F).

 

 

 

     
     

شکل 3- تصاویر میکروسکوپی (XPL) سنگ‌های توده نفوذی وش؛ (A ماکل پلی‌سنتتیک در پلاژیوکلاز (Plg) که منطقه‌بندی نیز نشان می‌دهد، (B ماکل دوتایی در آمفیبول، (C آپاتیت (PPL)، (D همنشینی کانی‌های آمفیبول (Amp)، بیوتیت (Bio)، آپاتیت (Apt) و ارتوکلاز (Or)، (E بافت سلولی اسفنجی در پلاژیوکلاز، (F مرز بین گرانیتویید (سمت راست تصویر) و انکلاوهای مافیک

 

   

شکل 4- منطقه‌بندی شیمیایی در دو نمونه پلاژیوکلاز بر اساس داده‌های آنالیز نقطه‌ای

 

   

شکل 5- تعیین نوع آمفیبول‌ها بر اساس ترکیب شیمیایی؛ آمفیبـول‌ها در قلمرو کلسیک (A) و از نوع منیزیوهورنبلند (B) هستند
 (Leake et al., 1997)

   

ادامه شکل 5- تعیین نوع بیوتیت‌ها بر اساس ترکیب شیمیایی در نمودارهای رده‌بندی انواع بیوتیت از Nachit و همکاران (1985)، این کانی ‌ماگمایی (C) و از Foster (1960) از نوع منیزیم‌دار (D) است. (علائم مربوط به نمودار C: A- بیوتیت‌های اولیه، B- بیوتیت‌های دگرسان و
C- بیوتیت‌های بازتبلور یافته)

 


ژئوشیمی

طبقه‌بندی ژئوشیمیایی

مقدار متوسط SiO2، Al2O3، K2O، CaO، Na2O، K2O/Na2O، ACNK و Mg≠ در توده نفوذی وش، به‌ترتیب برابر 25/63، 65/14، 32/2، 13/5، 91/3، 60/0، 71/0 و 76/46 است.

سنگ‌های توده نفوذی مطالعه‌شده علاوه بر نام‌گذاری مدال، بر اساس نمودار ترکیب شیمیایی نام‌گذاری شده‌اند (Cox et al., 1979) و دارای ترکیب گرانودیوریت هستند (شکل 6- A)، ولی انکلاوها ترکیب دیوریتی تا گابرویی از خود نشان می‌دهند. توده نفوذی و انکلاوهای همراه از نظر ماهیت ساب‌آلکالن، کالک‌آلکالن و متاآلومین هستند (شکل‌های 6- B تا D).

 

 

   

شکل 6- طبقه‌بندی ژئوشیمیایی و نام‌گذاری سنگ‌ها با استفاده از (A نمودار مجموع آلکالی در مقابل سیلیس (Cox et al., 1979)، (B نمودار SiO2 در برابرNa2O+K2O؛ نماد مربع توپر: نمونه‌های توده اصلی، لوزی توپر: نمونه‌های انکلاو

 

   

شکل 6- طبقه‌بندی ژئوشیمیایی و نام‌گذاری سنگ‌ها با استفاده از (C نمودار مثلثی AFM (Irvine and Baragar, 1971) و (D موقعیت نمونه‌‌ها در نمودار A/CNK در مقابل A/NK (Maniar and Picooli, 1989)؛ نماد مربع توپر: نمونه‌های توده اصلی، لوزی توپر: نمونه‌های انکلاو

 

 

گرانیتویید وش در نمودارهای پترولوژی (Chappell and White, 1992; Furnes et al., 1996) ویژگی‌های گرانیت‌های نوع I را نشان می‌دهد (شکل‌های 7- A و B). در نمودار Sr/Y-Y (Martin, 1993) نمونه‌های منطقه در مرز بین ماگماهای با منشأ گوشته‌ای و پوسته‌ای با تمایل به سمت ماگمایی با منشأ گوشته‌ای قرار گرفته‌اند. این حالت می‌تواند نشانگر عوامل دوگانه گوشته‌ای- پوسته‌ای در تشکیل و تکوین ماگمای تشکیل‌دهنده وش باشد، اما نمونه‌های انکلاو به‌طور کامل در محدوده ماگمای با منشأ گوشته‌ای قرار گرفته‌اند. نمودار پتروژنز (Patino, 1993)، نشانگر این است که ماگمای مادر توده نفوذی وش از یک منبع متابازالتی تا متاتونالیت یا معادل دگرگونی آن، آمفیبولیت منشأ گرفته است (شکل 7- D).

 

 

   

شکل 7- نمودارهای پترولوژی (A Na2O-K2O (Chappell and White, 1992) و (B Y-SiO2 (Furnes et al., 1996)؛ نمادها مانند شکل 6

   

 

ادامه شکل 7- نمودارهای پترولوژی (C نمودار Sr/Y-Y (Martin, 1993) و (D نمودار پتروژنز (Patino, 1993)؛ نمادها مانند شکل 6

 

 

 

ژئوشیمی عناصر کمیاب

برای بررسی الگوهای REES معمولاً از نمودار به‌هنجار شده نسبت به کندریت (Sun and Mc Donough, 1989) استفاده می‌شود. این نمودار (شکل 8- A) نشانگر روندی یکنواخت، مسطح و به‌طور کلی الگوی تفریق نیافته در توزیع HREES را عرضه می‌کند، در حالی که LREES غنی‌شدگی و تفریق‌یافتگی نشان می‌دهند (17/13-93/7(La/Yb)N= ولی 88/1-09/1(Gd/Yb)N= است). Eu آنومالی منفی نسبتاً ضعیف تا کمی مثبت دارد (16/1-69/0Eu/Eu*=). جدایش فلدسپار از مذاب فلسیک موجب پیدایش آنومالی منفی Eu می‌شود (Sun and Mc Donough, 1989). اما حضور آمفیبول می‌تواند موجب بی‌هنجاری مثبت در سنگ‌های حدواسط شود (Henderson, 1984). در شکل 8- B تغییرات عناصر ناسازگار نسبت به فراوانی آن‌ها در کندریت (Thompson, 1982) به‌هنجار شده است و آنومالی منفی و مشخصی از Nb وSr ، همچنین آنومالی مثبتی از  Laو Th را نشان می‌دهد که خاص گرانیتوییدهای کالک‌آلکالن قوس است و می‌تواند با مذاب حاصل از پوسته‌ زیرین سازگار باشد (Harrisand Inger, 1992). الگوهای REES و عناصر ناسازگار به‌هنجار شده نسبت به پوسته زیرین (Taylor and Mclennan, 1985) تأییدی بر احتمال منشأگیری توده نفوذی وش از منبع پوسته زیرین است و روندی خطی به موازات خط یک را برای هر دو گروه از عناصر نشان می‌دهد (شکل 8- C و D).

در نمودار به‌هنجار شده نسبت به کندریت، غنی‌شدگی از LREES و تهی‌شدگی از HFSE بیانگر ماگماتیسم متاآلومین نوع I قوس‌های آتشفشانی است. Parada و همکاران (1999) بیان می‌کنند که غنی‌شدگی و فراوانی LREES می‌تواند به‌ علت ذوب ‌بخشی کم این سنگ‌ها و یا منشأ نسبتاً غنی از عناصر قلیایی مرتبط با مناطق فرورانش باشد.

 

تعیین محیط تکتونیکی

Batchelor و Bowden (1985)، بر پایه تغییرات عناصر اصلی نمودار R1-R2 را به‌منظور تفکیک محیط‌های تکتونیکی گرانیتوییدها ارائه نمودند. در این نمودار (شکل 9- A) گرانیتوییدهای منطقه در گروه گرانیت‌های پیش از برخورد (pre-plate collision) (محدوده 2) قرار گرفته‌اند. نمونه‌های گرانیتویید وش در نمودار Y+Nb در مقابل Rb (Pearce et al., 1984) در محدوده قوس آتشفشانی (VAG) قرار گرفته‌اند (شکل 9- B).

 

 

   
   

شکل 8- نمودارهای فراوانی؛ (A عناصر نادر خاکی به کندریت (Sun and Mc Donough, 1989)، (B عناصر ناسازگار (Thompson, 1982) به کندریت، (C عناصر نادر خاکی و (D عناصر ناسازگار به پوسته زیرین (Taylor and Mclennan, 1985) در سنگ‌های گرانیتوییدی وش؛
 نمادها مانند شکل 6


 

   

شکل 9- نمودارهای تعیین محیط تکتونیکی؛ (A نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985)، (B نمودار  Y + Nbدر مقابل Rb (Pearce et al., 1984)؛ اختصارات شکل (B WPG: گرانیت‌های مربوط به داخل صفحات قاره، ORG: گرانیت‌های مربوط به پشته‌های میان اقیانوسی و پهنه گسترش کف اقیانوسی، Syn-ColG: گرانیت‌های هم‌زمان با تصادم قاره‌ها، VAG: گرانیت‌های مربوط به قوس آتشفشانی؛
 نمادها مانند شکل 6

 

 

 

 

 

همچنین نسبت‌های بالای Th/Yb-La/Yb (بین 10 تا 100) در شکل 9- ‍C، بیانگر از تعلق این توده به ماگماهای فلسیک قوس قاره‌ایی است (Condie, 2002)، هرچند نمونه‌های انکلاو رفتاری متفاوت از خود نشان داده و در محدوده قوس آتشفشان قرار گرفته‌اند. گرانیتوییدهای منطقه وش در نمودار Th/Ta-Yb از Liegeois و Black (2000) گویای تشکیل این توده در محدوده حاشیه فعال قاره‌ای است (شکل 9- D).

 

 

   

ادامه شکل 9- نمودارهای تعیین محیط تکتونیکی: (C نمودار Th/Yb-La/Yb (Condie, 2002) و (D نمودار Th/Ta-Yb (Liegeois and Black, 2000)؛ نمادها مانند شکل 6

 

 

بحث و نتیجه‌گیری

مهم‌ترین مدل‌های منشأیی برای تشکیل ماگماهای فلسیک در یک محیط قوس آتشفشانی شامل دو گروه الف) فرآیند‌‌های AFC (Bacon and Druitt, 1988) و ب) ذوب ‌بخشی پوسته زیرین بر اثر گرمای حاصل از ماگمای مافیک با منشأ عمیق‌تر یا گوشته‌ای است (Guffanti et al., 1996). در این منطقه به‌علت حجیم بودن توده گرانیتوییدی وش، بالا بودن مقدار SiO2 در آن و سن بیشتر نفوذی‌های گابرویی همراه و کمتر بودن حجم آن‌ها در منطقه، همچنین غنی‌شدگی از عناصر ناسازگاری مانند Li، Rb و Th، سازگار با مدل اول یا تشکیل در طی فرآیند‌‌های AFC نیست. با توجه به تشابه بسیار زیاد توزیع REEها و عناصر ناسازگار به پوسته زیرین، پذیرش مدل دوم برای این توده‌نفوذی قابل قبول‌تر است. با توجه به یافته‌های این پژوهش، منشأ ماگمای مادر می‌تواند یک متابازالت تا متاتونالیت یا معادل دگرگونی آن (آمفیبولیت) باشد که با ترکیب پوسته زیرین شباهت زیادی دارد. همچنین پایین‌بودن Al2O3 (کمتر از 15 درصد وزنی)، عدم بی‌هنجاری شدید از Eu و الگوی تخت عناصر نادر به‌علاوه پایین بودن فشار حاکم در زمان جایگزینی می‌تواند نشانگر نبود گارنت به‌عنوان باقی‌مانده ذوب در منشأ باشد. گرانیتویید وش بر اساس مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمی می‌تواند حاصل ذوب ‌بخشی پروتولیت‌های پوسته زیرین ایجاد شده و طی بالا آمدن، با پوسته بالایی آلایش پیدا کرده باشد. انکلاوهای مافیک در آن شاهدی بر حضور ماگمای بازالتی با منشأ عمیق‌تر است که در پوسته زیرین جایگزین شده و به احتمال زیاد، حرارت برای ذوب ‌بخشی پوسته زیرین را فراهم ساخته است. ماگمای فلسیک تولیدی با این ماگمای بازالتی اختلاط و ماگمای حد واسط دیوریتی را به‌وجود آورده است. با توجه به محیط تکتونوماگمایی قوس آتشفشانی قاره‌ای برای این منطقه و تداوم حضور مذاب‌های مافیک پس از فرآیند‌‌ فرورانش در کرتاسه بالایی، ماگمای حاصله طبیعی است که ویژگی‌های مناطق فرورانشی را از خود نشان دهد. در واقع ادامه فرآیندهای ماگمایی پس از زیرراندگی پوسته اقیانوسی عربی به زیر بلوک لوت باعث تشکیل توده‌های نفوذی همچون وش در منطقه مورد مطالعه شده است. این مطالعات منطبق با نتایج Pourhosseini (1981) که معتقد به یک مدل ساده AFC برای کل توده‌های نفوذی در اطراف شهر نطنز است، نبوده اما با مطالعات هنرمند (1390) و Haschke و همکاران (2010) همسو بوده و آن‌ها را تأیید می‌کند و نشانگر تشابه بسیار زیاد نفوذی وش با مجموعه‌های نفوذی فلسیک در اطراف شهر نطنز است. پهنه زاگرس در نتیجه ناپدید شدن اقیانوس نئوتتیس بین اوراسیا و صفحه عربستان ایجاد شده است (Ahmadian et al., 2009) و زمان برخورد بسیار بحث برانگیز است و از کرتاسه‌بالایی (Berberian and King, 1981) تا میوسن (Berberian and Berberian, 1981) یا از ابتدای پلیوسن (Stocklin, 1968) در منابع مختلف ذکر شده است، با این حال بیش‌ترین حمایت از ائوسن بالایی تا الیگوسن است (برای مثال Agard et al., 2005 و Ballato et al., 2010). به عقیده Agard و همکاران (2011) تکامل کوه‌زاد زاگرس در سه دوره زمانی شامل زمان کرتاسه‌میانی تا بالایی با به‌هم ریختگی و آشفتگی مشخص فرآیندهای زیرراندگی و جفت‌شدگی‌های مکانیکی داخل صفحه‌ای، زمان پالئوسن- ائوسن کندی ماگماتیسم کمانی و توسعه کشش در پوسته بالایی و از الیگوسن به بعد گسترش برخورد و شکل‌گیری کنونی کمربند ارومیه- دختر است. Clemens و همکاران (2011) در محیط‌های ماگمایی قوس آتشفشانی به نقش حرارتی ماگماهای مافیک در ذوب‌بخشی پوسته زیرین و تشکیل ماگمای گرانیتی اشاره کرده که همراه با اختلاط ماگمایی است و ویژگی ماگماهای I-type را نشان می‌دهد. با توجه به شواهد ژئوشیمیایی، ماگمای مادر توده نفوذی وش از دو منشأ ماگمای مافیک گوشته‌ای و ماگمای منتج از ذوب‌پوسته است. این فرآیند طی فعالیت‌های ماگماتیسم در حین فرورانش و یا هم‌زمان با اعمال فازهای کششی پس از تصادم قاره‌ای اتفاق افتاده است.

بنابراین، توده نفوذی وش با ترکیب گرانودیوریت تا تونالیت، از نظر ماهیت ساب‌آلکالن، کالک‌آلکالن و متاآلومین بوده و از نوع I است. با توجه به نمودارهای تکتونوماگمایی، این نفوذی در یک حاشیه فعال قاره‌ای در شرایط زیرراندگی اقیانوس- قاره‌ای در پهنه ارومیه- دختر تشکیل شده است. این شرایط با مدل زیرراندگی پوسته اقیانوسی نئوتتیس به‌زیر ایران مرکزی و ادامه فرآیندهای ماگمایی بعدی مرتبط با آن در کمربند آتشفشانی ارومیه– دختر تطابق دارد.

امین الرعایایی یمینی، م.، کنعانیان، ع. و احمدیان، ج. (1386) بررسی ژئوشیمی و خاستگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی تتماج. مجله علوم‌پایه دانشگاه تهران (1)33: 27 - 38.

باباخانی، ع.، خلعتبری جعفری، م. و علائی مهابادی، س. (1372) نقشه زمین‌شناسی 100000/1 چهارگوش نظنز. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور،‌ تهران.

درویش زاده، ع. (1363) اصول آتشفشان‌شناسی. انتشارات دانشگاه تهران، تهران.

شیریان، ف. (1375) پتروژنزگرانیتوئیدها و انکلاوهای کوه هیمند (شمال‌غرب نطنز). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه اصفهان،‌ اصفهان، ایران.

قربانی، م. (1382) مبانی آتشفشان‌شناسی با نگرشی بر آتشفشان‌های ایران. انتشارات آرین زمین، تهران.

کنعانیان، ع.، امین الرعایایی یمینی، م. و احمدیان، ج. (1387) کانی‌شناسی و ژئوشیمی ایزوتوپ‌های پایدار سنگ‌های آتشفشانی دگرسان شده جنوب‌خاوری کاشان. مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران (3)16: 443 - 458.

معین‌وزیری، ح. (1375) دیباچه‌ای بر ماگماتیسم در ایران. انتشارات دانشگاه تربیت‌معلم، تهران.

نصراصفهانی، ع. و احمدی، م. (1387) سنگ‌شناسی گدازه‌های شوشونیتی در جنوب روستای عشین (شرق اصفهان). مجله علوم‌پایه دانشگاه آزاد اسلامی، 89: 69 - 98.

نصراصفهانی، ع. و وهابی‌مقدم، ب. (1389) موقعیت تکتونیکی و ماگمایی رخنمون‌های فلسیک الیگوسن در جنوب اردستان (شمال‌شرق اصفهان). مجله پترولوژی (2)1: 95 - 108.

هنرمند، م.، مؤید، م.، جهانگیری، ا.، احمدیان، ج. و بهادران، ن. (1390) بررسی ویژگی‌های ژئوشیمیایی مجموعه نفوذی نطنز، شمال اصفهان. مجله پترولوژی (3)1: 65 - 88.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Moutherau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences 94: 401-19.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitech, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction dominated process. Geology Magazine 1: 1-34.

Ahmadian, J., Hasckke, M., Mc Donald, I., Regelous, M., Ghorbani, M. R., Hashem Emami, M., Murata, M. (2009) High magmatic flux during Alpine-Himalayan collision: constraints from the Kal-e-Kafi complex, central Iran. Geological Society of America 121(5): 857-868.

Bacon, C. R. and Druitt, T. H. (1988) Compositional evolution of the zoned cal-calkaline magma chamber of Mount Mazama, Craterr Lake, Oregon. Contributions to Mineralogy and Petrology 98: 224-256.

Ballato, P., Mulch, A., Landgraf, A., Strecker, M. R., Dalconi, M. C., Friedrich, A. and Tabatabaei, S. H. (2010) Middle to late Miocene Middle Eastern climate from stable oxygen and carbon isotope data, southern Alborz mountains, N Iran. Earth and Planetary Science Letters 300: 125-38.

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rocks series using multicationic parameters. Chemical Geology 48: 43-55.

Berberian, F. and Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Gupta, H. K. and Delany, F. M. (Eds.): Zagros-Hindu Kush-Himalaya Geodynamic Evolution. American Geophysical Union, Washington 3: 5-32.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 1764-6.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I and S-Type granite in the Lachlan Fold-Be1t: transition of the royal society of Edinburgh. Earth sciences 83:1-26.

Clemens, J. D., Stevens, G. and Farina, F. (2011) The enigmatic sources of I- type granites: the peritectic connexion. Lithos 126:174-181.

Condie, K. C. (2002) Geochemical changes in basalts and andesites across the Archean-Proterozooic boundary: Identification and significance. Lithos 23:1-18.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. Allen and Unwin, London.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation Fe+3 concentration in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analysis using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Foster, M. D. (1960) Interpretation of the composition of trioctahedral micas: U.S. Geological Survey, Professional Paper 354 B: 11-49.

Furnes, H., El-Sayed, M. M., Khalil, S. O. and Hassanen, M. A. (1996) Pan-African magmatism in the Wadi-El-Imra district, Central Desert, Egypt: Geochemistry and tectonic environment. Journal of the Geological Society 153: 705-718.

Guffanti, M., Clynne, M. A. and Muffler, L. J. P. (1996) Thermal and mass implications of magmatic evolution in the Lassen volcanic region, California, and constraints on basalt influx to the lower crust. Journal of Geophysical Research 101: 3001-3013.

Harris, N. B. W. and Inger, S. (1992) Trace element modelling of pelite-derived granites. Contributions to Mineralogy and Petrology 110: 46-56.

Haschke, M., Ahmadian, J., Murata, M. and McDonald, I. (2010) Copper mineralization prevented by arc-root delamination during Alpine-Himalayan collision in central Iran. Economic Geology 105: 855-865.

Henderson, P. (1984) Rare earth element geochemistry. Elsevier, Oxford, New York.

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

Leak, B. E., Gilber, M. Ch., Grice, J. D., Hawthrnic., F. C., Kato, A., Kisch, H. j., Kirvichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J. A., Marcsh, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C, Ungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphiboles oh the International Mineralogical association, commission on new minerals and minerals name. Canadian Mineralogist 35: 219-246.

Liegeois, J. P. and Black, R. (1987) Alkaline magmatism subsequent to collision in the Pan-African belt of the Adrar des Iforas. In: Fitton, J. G. and Upton, B. G. J. (Eds): Alkaline igneous rocks. Geological Society London, Special Publication 30: 381-401.

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

Martin, H. (1993) The Archaean grey gneisses and the genesis of the continental crust. In: Condie, K. C. (Ed.): The Achaean Crustal Evolution. Elsevier, Amsterdam 205-259.

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. 2 301: 813-818.

Nasr-Esfahani, A. k. and shoJaei, B. (2011) Petrogenesis of Oligo-Miocene granitoid intrusive in west Natanz, centeral part of Uroma- Dokhtar magmatic belt, NE Isfahan, Iran. Mineralogical Magazine, 3 (75): 1526.

Parada, M. A., Nystrom J. O. and Levi, B. (1999)Multiple source for the Coastal Batholith of Central Chile: geochemical a Sr-Nd isotopic evidence and tectonic implication. Lithos 46: 505-521.

Patino, D. A. E. (1993) Titanium substitution in biotite: an empirical model with applications to thermometry, O2 and H2O barometries and consequences for biotite stability. Chemical Geology 108: 133-162.

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

Pe-Piper, G., Piper, D. J. and Matarangas, D. (2002) Regional implications of geochemistry and style of emplacement of Miocene I-type diorite and granite., Delos, Cyclades, Greece. Lithos 60: 47-66.

Pourhosseini, F, (1981) Petrogenesis of Iranian Plutons, a study of the Natanz and Bazman Intrusive complexes. Ph. D. Thesis, Cambridge University. Geological Survey of Iran.

Sack, R. O., Carmchael, L. S. E., Rivers, M. and Chiroso, M. S. (1980) Ferric-Ferrous equilibrium in natural silicates liquids at 1 bar. Contribution to Mineralogy and Petrology 75: 369-376.

Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian EarthSciences 24: 405-417.

Stocklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran, a review. American Association of Petroleum Geologist Bulletin 52(7): 1229-1258.

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. and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in ocean basins. Geological Society Special Publication 42: 313-345.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford.

Thompson, A. B. (1982) Magmatic of the British Tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology 18: 50-107.