بررسی تحولات ماگمایی و پتروژنز توده‌های گرانیتوئید یزد

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام نور، تهران 4697-19395، تهران، ایران

2 دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران

3 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان، لاهیجان، ایران

4 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

توده‌های گرانیتوئیدی منطقه یزد به سن الیگو-‌میوسن دربخش مرکزی کمربند آتشفشانی ارومیه-دختر واقع‌ شده ‌است. این توده‌ها درسنگ‌های آهکی کرتاسه سازند تفت و سنگ‌های آتشفشانی-رسوبی ائوسن نفوذ کرده و عموماً دارای بافت گرانولار و گاهی بافت پورفیروئیدی، گرانوفیری، گرافیکی، پرتیتی، میرمکیتی و آنتی‌راپاکیوی هستند. بر اساس مشاهدات صحرایی و بررسی‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی، توده‌های یزد ترکیبی از آلکالی‌گرانیت تا تونالیت داشته و به نوع گرانیت‌های I دمای بالا (کوردیلرایی)، ACG، VAG، Post-COLG و HSS تعلق دارد. نمودارهای مختلف‌ ژئوشیمیایی غنی‌شدگی LREE، LILE و تهی‌شدگی و آنومالی منفی HREE و HSFE را نشان می‌دهد که شاخص ماگماهای کالک‌آلکالن فرورانش درحاشیه فعال قاره‌ای (ACM) است و ماگما از یک پوسته اقیانوسی فرورانده‌ شده (نئوتتیس) و گوه گوشته تحول یافته روی آن منشأ گرفته است و در قاعده پوسته تحت تأثیر فرآیند ذوب پوسته‌ای و متعاقب آن فرآیند تبلور تفریقی، هضم و آغشتگی (AFC) قرار گرفته ‌است و مدل ژئودینامیکی پیشنهادی منطقه را می‌توان مشابه مدل ‌آند مرکزی در نظرگرفت که در این مدل فرآیند تولید ماگما در اثر پدیده چند منشأیی و چند مرحله‌ای انجام می‌شود.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Studies of magmatic evolution and petrogenesis of the granitoid bodies of Yazd

نویسندگان [English]

  • Javad Ghanei Ardakani 1
  • Hossein Mehdizadeh Shahri 2
  • Ali Darvishzadah 3
  • mohamadail makizade 4
چکیده [English]

The granitoid bodies of Yazd belonging to the Oligo-Miocene in age located in the central part of Urumiaeh-Dokhtar volcanic belt. These bodies intruded into the Cretaceous limestone of the Taft formation and pyroclastic rocks of the Eocene. These rocks generally show granular texture and porphyroid, granophyric, graphic, perthite, myrmekitic and anti-rapakivi textures are occasionally identified. On the basis of field observations and petrographic and geochemical studies, the Yazd intrusive bodies fall within the range of alkali-granite to tonalite in composition and belong to high temperature I-type (Cordilleran) ACG, VAG, Post-COLG and HSS groups. Various geochemical diagrams show the enrichment of LILE, LREE and depletion of HREE and HSFE. These are the characteristics of calc-alkaline magma developed in subduction regime of active continental margin (ACM). Therefore, it is suggested that the magma was generated from the subducted oceanic crust (Neothety) and evolved mantle wedge above it. The magma was generated at the base of crust owing to crust melting and subsequent differential crystallization, assimilation and contaminations (AFC), all are involved in magmatic evolution. Proposed geotectonic model of the area could be similar to the central Andes model, in which magma generated by polygenic and polystages phenomena.

کلیدواژه‌ها [English]

  • I
  • I-type granite
  • type granite
  • Urumiaeh-Dokhtar
  • Subduction andian model
  • Yazd Granitoid
  • Urumiaeh
  • Dokhtar

مقدمه

گرانیتوئیدها در محیط زمین‌ساختی متفاوت و از طریق فرآیندهای ژئودینامیکی مختلف ضخیم‌شدگی پوسته‌ای ناشی از برخورد قاره‌ای، نفوذ ماگمای مختلف گوشته‌ای به زیر پوسته قاره‌ای و نازک‌‌شدگی لیتوسفر و بالا ‌‌آمدگی گوشته استنوسفری به وجود می‌آید. اختلاط منابع بازالتی زیر ورقه‌ای با اجزای پوسته‌ای موجود در جایگاه‌های تولید این سنگ‌ها نیز از بارز‌ترین ویژگی‌های سنگ‌های گرانیتی است (Selman Aydigan et al., 2008). این گونه مدل‌های ژئودینامیکی و ماگمایی طی دوره کرتاسه تا اواخر ترسیری در بخش‌های وسیعی از پهنه ساختاری ایران به ‌ویژه در ارومیه-دختر سبب ایجاد توده‌های نفوذی گرانیتوئیدی کالک‌آلکالن در ارتباط با مناطق فرورانش حاشیه قاره‌ای فعال همزمان تا پس از برخورد شده ‌است.

 

زمین‌شناسی منطقه

توده‌های نفوذی بررسی شده در شمال‌غرب تا جنوب‌ یزد و در بین طول‌های جغرافیایی '15 º53 تا º54 شرقی و عرض‌های جغرافیایی '40 º31 تا '20 º32 شمالی و در بخش مرکزی کمربند آتشفشانی ارومیه-دختر و پهنه ایران مرکزی واقع شده‌ است (شکل 1).

بر اثر نفوذ توده‌ خضرآباد در سازند کهر که بیشتر شامل شیل و ماسه‌سنگ سیلستون است به پدیده دگرگونی درجه ضعیف و کانه‌زایی آهن منجر شده ‌است (شکل 2-A) اما توده‌های کافی‌آباد، علی‌آباد و آدربلندان در سنگ‌های آهک کرتاسه سازند تفت نفوذ کرده و موجب اسکارن‌زایی (منطقه هشت‌‌کوه) و کانه‌زایی آهن و مس در منطقه شده‌ است (شکل 2-B). توده‌های نفوذی علی‌آباد، آدربلندان، ارجنان و امین‌آباد در سنگ‌های رسوبی-آتشفشانی ائوسن متشکل از گدازه‌ها آندزیتی و سنگ آهک‌های نومولیت‌دار نفوذ نموده است و Amidi (1977) سن بین 17 تا 19 میلیون سال برای توده‌های نفوذی منطقه اردکان (ارجنان و امین‌آباد) تعیین کرده‌است که با در نظر گرفتن موقعیت این توده‌ها در کمربند آتشفشانی ارومیه-دختر، سن الیگو-میوسن برای توده‌های یزد منطقی به‌ نظر می‌رسد (شکل 2-C).


 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه بر گرفته از نقشه1:250000 نایین (Amidi, 1978) و نقشه 1:100000 خضرآباد (Hajmolla Ali, 1993) و موقعیت توده‌های نفوذی یزد را در ارتباط با نوار ماگماتیسم ارومیه-دختر (Aghanabati, 1998) نشان می‌دهد. اعداد 1تا 6 به‌ترتیب نشانه توده‌های خضرآباد، کافی‌آباد، علی‌آباد، آدربلندان، ارجنان و امین‌آباد است.

     

شکل 2- ارتباط صحرایی توده‌های نفوذی یزد با سنگ‌های منطقه: (A کنتاکت توده گرانیتوئیدی (Gr) با سازند کهر (KF)، (B کنتاکت توده گرانیتوئیدی (Gr) با سازند تفت (TF) و اسکارن‌زایی (S) و (C نفوذ زبانه‌هایی از توده در سنگ‌های آتشفشانی ائوسن (EV)

       

 


 

 

روش انجام پژوهش

پس ‌از عملیات صحرایی و نمونه‌برداری، 120 مقطع نازک تهیه شد و بر اساس تنوع ترکیب سنگ‌شناسی توده‌های نفوذی، 25 نمونه از سنگ‌های منطقه به آزمایشگاه ACME کشور کانادا ارسال و تجزیه شیمیایی عناصر اصلی با ‌روش ICP-ES و عناصر کمیاب با روش ICP-MS (بسته آنالیزی 4A4B) انجام شد و پس از تصحیحات لازم با نرم‌افزار GCDKit 3.00 (Janousek Farrow and Erban, 2008) به پردازش و تحلیل داده‌ها پرداخته شد. در جدول 1 نتایج آنالیز شیمیایی ارایه شده‌ است.


 

جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی توده‌های یزد با روش ICP-MS

Sample area

Erjenan

Kafiabad

Aliabad

Sample no.

EJ.4

EJ.24

EJ.22

KF.7.15

KF.7.26

KF.7.3

KF.7.40

KF.6.11

KF.7.1

AL.33

AL.34

AL.57

Rock type

Granodiorite

Granodiorite

Granodiorite

Granite

Granite

Granite

Granite

Granite

Granite

Granite

Granite

Granite

(Wt%)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

66.46

66.77

67.97

69.91

69.94

70.24

71.01

71.78

72.78

68.46

70.05

70.56

Al2O3

16.48

16.09

15.81

14.56

14.44

14.25

14.04

14.12

14.07

14.67

14.63

14.30

FeO

0.32

0.37

0.41

0.91

0.95

0.92

0.51

0.49

0.41

0.77

0.72

0.82

Fe2O3

0.97

1.12

1.21

2.74

2.84

2.76

1.53

1.50

1.07

2.13

2.16

2.65

FeOt

1.29

1.49

1.62

3.65

3.79

3.68

2.04

1.99

1.48

2.90

2.88

3.47

MgO

2.39

2.67

2.24

1.20

1.21

1.21

1.13

1.11

0.89

1.41

1.35

1.20

CaO

4.94

3.84

3.49

2.76

2.82

2.73

2.84

1.27

2.20

2.57

2.61

2.69

Na2O

4.58

5.67

5.12

3.42

3.38

3.33

5.15

4.75

5.06

3.98

3.86

3.42

K2O

2.66

2.33

2.69

3.66

3.63

3.76

3.15

4.16

3.06

3.85

3.86

3.71

TiO2

0.60

0.59

0.55

0.43

0.42

0.40

0.37

0.36

0.30

0.45

0.44

0.31

P2O5

0.35

0.31

0.25

0.13

0.15

0.11

0.12

0.14

0.12

0.13

0.13

0.11

MnO

0.13

0.12

0.12

0.07

0.07

0.09

0.03

0.06

0.02

0.07

0.06

0.05

Cr2O3

0.012

0.012

0.010

0.004

0.003

0.006

0.005

0.013

0.004

0.005

0.005

0.006

Sum

99.89

99.89

99.87

99.79

99.85

99.81

99.89

99.75

99.98

99.78

99.88

99.83

LOI

0.9

0.9

0.8

0.6

0.4

0.3

0.5

1.1

0.6

0.5

0.6

0.5

(ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ni

25

32

20

20

20

20

20

24

20

20

20

20

Sc

9

9

8

7

7

7

19

14

4

5

5

7

Ba

410

428

430

514

535

521

516

442

512

560

543

502

Be

4

4

2

3

3

1

1

1

1

1

1

2

Co

2.7

2.8

3.9

6.6

7.0

7.0

2.4

12.6

0.9

7.3

5.4

6.6

Cs

1.0

1.1

0.9

4.2

4.8

3.8

0.1

3.6

0.1

3.5

2.9

3.6

Ga

16.8

14.0

13.5

11.8

15.0

11.7

16.0

11.1

9.1

14.8

13.8

13.5

Hf

4.0

4.7

4.5

4.7

5.4

4.0

5.6

5.6

4.2

3.9

4.8

3.8

Nb

12.1

11.2

10.1

8.9

10.3

9.1

7.5

8.9

6.6

14.1

14.1

9.4

Rb

15.2

31.3

33.6

118.7

138.2

122.1

132.0

99.0

106.0

115.5

113.1

125.7

Sn

3

5

6

2

2

2

1

2

1

3

2

2

Sr

736.7

504.0

425.2

192.3

223.5

186.2

345.8

163.3

69.8

308.6

301.2

207.5

Ta

1.1

1.1

0.9

0.8

1.1

1.0

0.3

0.6

1.1

1.4

1.1

0.8

Th

12.4

13.3

14.1

17.0

15.6

14.9

17.9

15.0

15.2

13.0

11.5

15.3

U

4.2

4.6

4.1

4.3

3.4

3.1

2.4

3.8

1.0

3.3

2.5

5.3

V

57

61

52

43

65

41

64

50

21

33

29

43

W

1.3

0.7

1.1

1.2

0.5

1.4

0.8

0.8

1.0

1.4

1.4

0.9

Zr

151.3

154.2

155.6

164.7

166.6

141.6

161.7

146.0

143.6

143.5

144.2

147.8

Y

25.0

27.0

30.0

28.0

23.1

25.0

25.9

25.0

24.9

28.0

24.0

27.0

La

27.7

19.0

26.9

44.7

47.3

23.5

51.8

35.0

30.5

32.1

28.0

36.3

Ce

49.7

41.7

53.5

62.0

53.0

43.2

53.0

54.0

56.0

56.9

51.6

50.0

Pr

5.23

4.60

5.68

8.05

8.30

4.53

10.73

5.32

6.53

5.84

5.18

6.67

Nd

18.5

16.2

20.8

28.7

27.5

14.0

36.2

23.5

24.1

17.3

14.8

22.7

Sm

3.61

2.97

3.04

4.39

4.65

3.05

6.82

3.62

4.40

3.47

3.14

3.81

Ho

0.53

0.56

0.48

0.73

0.83

0.71

1.04

0.46

0.92

0.52

0.50

0.71

Er

1.59

1.59

1.53

2.56

2.57

1.95

2.88

3.80

2.43

1.59

1.26

2.17

Tm

0.25

0.25

0.25

0.36

0.42

0.30

0.40

0.50

0.40

0.24

0.21

0.38

Mo

1.8

1.5

1.0

1.0

0.8

1.7

1.6

1.2

1.2

2.1

1.3

1.5

Cu

6.0

5.9

7.4

8.1

7.4

6.2

8.2

6.5

4.2

10.7

6.8

5.7

Pb

5.1

9.1

8.6

5.0

5.1

4.5

2.2

2.8

1.1

9.2

8.6

3.6

Zn

8

38

20

29

29

26

3

29

4

22

25

22

Ni

7.5

7.3

5.0

4.5

4.2

7.1

6.2

5.0

3.9

13.4

11.3

6.2

As

1.3

1.9

1.6

0.5

0.5

0.6

0.6

0.5

0.6

2.0

1.8

0.5

Cd

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Sb

0.3

0.2

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Bi

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Ag

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Au

0.5

0.5

0.5

0.7

3.2

0.5

3.5

3.1

3.7

0.5

0.5

0.5

Hg

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Ti

0.1

0.1

0.1

0.3

0.3

0.3

0.1

0.4

0.1

0.2

0.1

0.3

Se

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

 

 

 

 

ادامه جدول 1

Sample area

Aminabad

Aderbolandan

Khezrabad

Sample no.

AM.31

AM.35

AM.37

AM.38

AD.2

AD.14

AD.5

AD.9

KH.3.2

KH.3.1

KH.3.7

KH.4.1

KH.1.3

Rock type

Granodiorite

Granite

Granite

Granite

Granodiorite

Granodiorite

Granite

Granite

Alkali granite

Alkali granite

Alkali granite

Alkali granite

Alkali granite

(Wt %)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

67.48

68.64

70.07

70.21

65.03

65.39

69.60

71.47

74.59

74.91

77.21

77.90

78.76

Al2O3

15.51

14.66

14.64

14.47

15.59

15.33

13.77

13.10

14.68

14.57

12.69

12.23

12.13

FeO

0.68

0.75

0.76

0.67

1.27

1.49

1.24

1.07

0.23

0.22

0.16

0.16

0.16

Fe2O3

2.04

2.25

2.29

2.19

3.82

3.67

2.02

2.49

0.67

0.64

0.61

0.49

0.50

FeOt

3.08

3.00

3.05

2.86

5.09

5.16

3.24

3.56

0.90

0.86

0.77

0.65

0.66

MgO

1.92

1.50

1.45

1.36

2.36

2.08

2.46

2.18

0.40

0.32

0.05

0.10

0.12

CaO

2.63

2.69

2.24

2.59

3.84

3.86

2.88

1.68

0.28

0.20

0.46

0.19

0.16

Na2O

4.62

3.94

3.93

4.03

3.52

3.78

3.65

4.59

4.91

4.45

3.89

4.58

4.17

K2O

3.57

3.63

3.75

3.71

3.21

3.07

3.37

3.19

4.07

4.44

4.74

4.06

4.31

TiO2

0.60

0.49

0.47

0.45

0.61

0.57

0.55

0.40

0.11

0.09

0.06

0.15

0.19

P2O5

0.23

0.15

0.13

0.12

0.46

0.42

0.20

0.18

0.01

0.05

0.10

0.11

0.04

MnO

0.11

0.08

0.05

0.04

0.15

0.14

0.08

0.04

0.02

0.03

0.02

0.02

0.02

Cr2O3

0.008

0.005

0.004

0.003

0.008

0.016

0.013

0.014

0.005

0.006

0.004

0.004

0.004

Sum

99.76

99.78

99.78

99.84

99.87

99.82

99.81

99.88

99.98

99.93

99.99

99.99

99.99

LOI

1.5

0.6

0.5

0.5

1.5

0.4

0.8

0.8

0.2

0.4

0.7

0.4

0.8

(ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ni

24

20

20

20

20

47

42

44

20

20

20

20

20

Sc

6

5

5

5

11

15

12

13

4

8

2

2

4

Ba

470

502

495

523

407

415

510

499

402

385

352

345

360

Be

4

4

1

<1

1

4

7

3

1

2

2

3

1

Co

5.9

7.9

6.6

6.7

11.2

15.8

13.0

10.1

1.6

1.0

1.2

0.9

1.2

Cs

1.3

3.8

4.3

2.4

5.1

5.1

3.3

1.8

0.1

0.1

1.3

0.2

0.1

Ga

15.3

14.8

14.5

16.9

14.4

16.4

14.4

12.5

10.7

15.8

14.4

18.3

11.6

Hf

5.6

5.0

4.9

4.2

4.8

4.8

4.4

5.0

4.6

4.0

1.9

4.0

3.5

Nb

15.2

15.9

15.1

18.6

13.2

12.1

9.5

8.6

10.1

6.0

4.5

15.0

9.0

Sn

1

2

2

2

2

3

2

1

3

2

1

6

1

Sr

394.8

300.2

293.0

346.4

286.0

270.0

220.0

204.0

68.2

324.3

40.3

24.8

23.7

Ta

1.2

1.4

1.5

1.7

1.4

1.0

0.7

0.6

1.0

0.6

0.8

1.3

1.0

Th

15.2

13.3

18.6

17.9

14.3

12.6

18.6

17.2

18.3

22.1

23.4

21.0

25.7

U

4.3

3.1

4.3

4.1

2.0

2.9

2.0

2.8

1.2

1.9

3.7

3.4

2.6

Zr

165.0

162.0

152.5

155.4

144.5

141.4

147.1

146.0

144.3

135.6

139.4

123.4

117.9

Y

26.0

23.0

22.0

25.0

20.2

23.4

26.0

25.4

20.2

23.1

21.8

15.6

17.0

La

32.3

27.0

34.8

39.7

28.1

35.8

28.1

34.2

7.8

21.7

11.5

28.9

35.1

Nd

18.7

21.3

20.4

21.9

20.7

28.2

21.5

28.3

5.9

17.9

12.8

21.5

26.5

Sm

3.54

3.10

3.43

3.62

4.24

6.06

4.59

5.92

1.46

3.69

3.66

5.37

5.43

Eu

0.86

0.73

0.72

0.78

0.93

1.31

0.99

1.34

0.33

0.71

0.24

0.54

0.37

Gd

2.98

2.75

2.77

3.04

3.92

5.67

4.06

5.45

1.80

3.65

3.49

5.18

4.66

Tb

0.49

0.45

0.45

0.50

0.67

0.93

0.66

0.82

0.38

0.66

0.70

1.00

0.88

Dy

2.91

2.50

2.53

2.56

3.93

4.81

3.73

4.02

2.35

4.07

4.18

6.33

4.98

Ho

0.45

0.59

0.49

0.48

0.79

1.11

0.71

0.92

0.79

0.88

0.95

1.38

1.17

Er

1.59

1.57

1.40

1.59

2.44

3.19

2.08

2.90

2.28

2.71

2.85

4.12

3.54

Tm

0.25

0.24

0.24

0.25

0.36

0.46

0.32

0.43

0.45

0.43

0.43

0.62

0.55

Yb

1.67

1.81

1.80

1.38

2.48

2.75

2.09

2.57

2.97

2.52

2.65

3.51

3.28

Lu

0.28

0.25

0.24

0.24

0.36

0.42

0.31

0.41

0.37

0.38

0.40

0.52

0.56

Mo

1.1

1.1

1.3

1.9

0.7

0.8

0.6

1.3

1.6

1.9

2.1

1.4

1.0

Cu

3.4

7.1

10.0

4.3

40.0

3.9

7.6

19.8

4.7

38.1

13.2

4.1

4.3

Pb

7.1

9.1

7.9

5.3

10.0

8.4

6.8

5.4

0.7

2.7

3.7

1.1

1.5

Zn

16

28

25

12

42

83

76

4

6

5

6

<1

3

Ni

13.5

11.5

11.9

10.2

12.6

47.0

45.0

37.1

5.9

7.3

7.1

4.1

4.5

As

2.8

2.0

1.6

0.8

2.2

0.6

0.5

0.5

0.5

0.5

1.0

1.1

0.5

Cd

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Sb

0.2

0.1

0.1

0.1

0.7

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Bi

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Ag

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Au

1.3

0.5

0.5

11.0

0.5

5.2

2.3

1.7

0.7

4.7

8.2

2.1

2.0

Hg

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Ti

0.1

0.2

0.2

0.1

0.1

0.6

0.5

0.2

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Se

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

 


رده‌بندی و سنگ‌شناسی

بر پایه رده‌بندی مدال نمونه‌ها در نمودار QAP (Streckeisen, 1976) در محدوده آلکالی‌گرانیت، سینوگرانیت، مونزوگرانیت، گرانودیوریت و آنکلاوهای مافیک درمحدوه کوارتزمونزودیوریت قرارمی‌گیرد (شکل 3-A). بر اساس نمودارهای رده‌بندی ژئوشیمی Na2O+K2O-SiO2 (Middlemost, 1994) و R1-R2 (De la Roche et al., 1990) سنگ‌های آذرین منطقه در محدوده آلکالی‌گرانیت، گرانیت، گرانودیوریت و تونالیت واقع می‌شود (شکل 3-B و C).

توده‌های گرانیتوئیدی یزد عموماً دارای بافت گرانولار ریزدانه تا متوسط‌دانه است و گاهی بافت پورفیروئیدی با درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، گرانوفیری، گرافیکی، پرتیت رشته‌ای، میرمکیتی و آنتی‌راپاکیوی را نشان‌ می‌دهد (شکل 4). حضور بافت‌های گرانوفیری و پرتیتی بیانگر تشکیل این سنگ‌ها در شرایط فشار پایین و محیط نسبتاً کم ‌آب (هیپرسولوس) بوده است که تقریباً در نزدیکی سطح زمین جایگزین شده‌اند (شکل 4-B و C) Clarke, 1992)؛ (Blatt et al., 2006.

بافت آنتی‌راپاکیوی بیشتر در توده‌های امین‌آباد مشاهده‌ می‌شود (شکل 4-D)که به ‌صورت هسته‌بندی و رشد آلکالی‌فلدسپار بر روی سطوح رشد پلاژیوکلاز اولیه و یا درسیستم‌های اختلاطی در اثر تماس دو مذاب حاصل می‌شود که پلاژیوکلاز از قبل در سیستم مافیک‌تر تشکیل و به ‌عنوان یک جایگاه موقتی برای هسته‌بندی آلکالی‌فلدسپار عمل کرده و بافت آنتی‌راپاکیوی را تشکیل می‌دهد (Hibbard, 1995).

بافت میرمکیتی بیشتر در سنگ‌های گرانودیوریت توده‌های ارجنان و آدربلندان دیده‌ می‌شود. در مورد نحوه تشکیل میرمکیت بحث زیاد است و نظریات مختلفی پیشنهاد شده از جمله: نتیجه تحلیل موضعی پلاژیوکلاز و تبلور دوباره آن همراه با کوارتز، در اثر جانشین‌شدن میکروکلین توسط پلاژیوکلاز، جانشینی فلدسپارپتاسیم با پلاژیوکلاز، در اثر تبلور مستقیم از یک مذاب باقی‌مانده، در ارتباط با وقوع استرین در سنگ‌های گرانیتی و در اثر واکنش سیالات حاوی K بر روی پلاژیوکلاز سنگ میزبان یعنی در اثر جانشینی پلاژیوکلاز توسط فلدسپارپتاسیم به وجود می‌آید Shelley, 1993)؛ Pitcher, 1995؛ Vernon, 2004؛ Yuguchi and (Nishiyama., 2008. با توجه به حضور بافت کاتاکلاسیک (خرد شدن کانی‌های پلاژیوکلاز و کوارتز، خاموشی موجی کوارتز و خمیدگی رخ‌ها و نیز خاموشی موجی در بیوتیت‌ها) در برخی از نمونه‌ها و وجود میرمکیت به ‌صورت نوار باریکی درحاشیه پلاژیوکلازها و در فضای بین فلدسپار‌پتاسیم و پلاژیوکلازها تشکیل این بافت می‌تواند در نتیجه وقوع استرین و نیز متاسوماتیسم در سنگ‌های گرانیتی منطقه باشد (شکل 4-E).

ارتوکلاز به ‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با فراوانی 5/17 تا50 درصد است که گاهی حالت پرتیت رشته‌ای را نشان می‌دهد (شکل 4-C). پلاژیوکلاز با فراوانی 16 تا 57 درصد با ترکیب الیگوکلاز-آندزین به ‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با ماکل تکراری و مرکب دارای منطقه‌بندی عادی و خاموشی غیر یکنواخت است و برخی از بلورها دارای حاشیه واکنشی و آثار خوردگی هستند. کوارتزها با فراوانی 5/19 تا 50 درصد بیشتر بی‌شکل و به‌ صورت بین دانه‌ای و برخی دارای خاموشی موجی و شکستگی است (شکل 4-C و D).

کانی‌های فرعی شامل: هورنبلند، بیوتیت، اسفن، زیرکن و اپاک بوده (شکل 4-F) که به‌ صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با فراوانی 1/0 تا 8 درصد است. در برخی از مقاطع تجمعاتی به ‌صورت لخته‌های مافیک از هورنبلند، بیوتیت و کانی‌های اپاک دیده می‌شود. بعضی از هورنبلندها بافت اسکلتی و گرد شده نشان می‌دهند که ناشی از اختلاط ماگمایی است (شکل 4-A) (Sutcliffe et al., 1990). بیوتیت‌ها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با چند رنگی قهوه‌ای تیره تا روشن با فراوانی 5/0 تا 5/5 درصد حاوی ادخال‌هایی از کانی‌های زیرکن، مگنتیت و اسفن است (شکل 4-D). اسفن به‌ صورت اولیه و ثانویه در این سنگ‌ها حضور دارد. اسفن‌های ثانویه معمولاً بی‌شکل و ریز‌دانه بوده، ‌در امتداد رخ‌های بیوتیت دیده می‌شود. اسفن اولیه درشت‌تر و شکل‌دار است (شکل 4-F).

 

   

شکل 3- موقعیت داده‌های مدال و ژئوشیمی توده‌های یزد در نمودارهای طبقه‌بندی سنگ‌شناسی: (A مدال QAP (Streckeisen, 1976)، فلش‌ها روندهای تفریق سری‌های مختلف ماگمایی را نشان می‌دهد (Lameyre and Bowden, 1982) و نمونه‌های منطقه در راستای روند سری کالک‌آلکالن (B) قرار می‌گیرد؛ (B موقعیت نمونه‌های منطقه بررسی شده در نمودارهای Na2O+K2O-SiO2 (Middlemost, 1994)؛ (C R2-R1 (De la Roche et al., 1990). در پژوهش حاضر، نشانه‌های T، ¢، r، ˜، p و ¿ به‌ ترتیب توده‌های خضرآباد، کافی‌آباد، علی‌آباد، آدربلندان، ارجنان و امین‌آباد را نشان می‌دهد.

 

 

     
     

شکل 4- تصاویر میکروسکوپی از توده های یزد: (A بافت گرانولار و هورنبلند گرد شده (XPL)، (B بافت گرانوفیر تا گرافیکی (XPL)، (C بافت پرتیت، کوارتز بین دانه‌ای و پلاژیوکلاز (XPL)، (D بافت آنتی‌راپاکیوی و بیوتیت تیغه‌ای (XPL)، (E بافت میرمکیت حاشیه‌ای (XPL)، (F همیافتی کانی‌های فرعی هورنبلند، بیوتیت، اسفن، زیرکن و مگنتیت (XPL). علایم اختصاری نام کانی‌ها از Kretz (1983) اقتباس شده است.

 


 

 

ژئوشیمی

به منظور بررسی تحولات ماگمایی سنگ‌های منطقه از نمودار Harker (1909) استفاده ‌شده ‌است. تغییرات عناصر اصلی و کمیاب در مقابل افزایش SiO2 بیانگر روند منفی و کاهشی مقادیر Al2O3، CaO، Fe2O3، MgO، Nb، Pb، P2O5، Sr و TiO2 و روند مثبت و افزایشی مقادیر Ba، Ce، K2O، Na2O، Th و Zr است (شکل 5). این تغییر روندها در عناصر اصلی و کمیاب با پیشرفت فرآیند تفریق بلوری ماگمایی امری عادی است و نیز روند پیوستگی بین نمونه‌ها و خطی مبین وجود خویشاوندی و شاید منشأ یکسان توده‌های گرانیتوئیدی یزد است.

 

 

     
     
     
     
     

شکل 5- جایگاه و روند تغییرات نمونه‌های توده‌های گرانیتوئیدی یزد بر روی نمودار اکسیدهای عناصر اصلی و کمیاب در مقابل SiO2


 

 

نمودارهای عنکبوتی چند عنصری مختلف و عناصر کمیاب خاکی (REE) بهنجار شده به گوشته اولیه (Sun and Mc Donough, 1989)، بازالت‌های پشته‌های میان اقیانوسی (Pearce, 1983)، کندریت (Nakamura, 1974) و پوسته قاره‌ای تحتانی (Taylor and Mc Lennan, 1995) در شکل 6 نشان داده شده و نتایج زیر برای بررسی سیر تحولات ماگمایی توده‌های گرانیتوئیدی یزد به دست آمده است:

1- تمامی نمونه‌ها روند موازی و ناهنجاری‌های تقریباً مثبت و منفی یکسانی نشان می‌دهد که بیانگر ارتباط زایشی و منشأ احتمالی یکسان توده‌ها است. البته تغییر و تحولاتی از جمله میزان و درجه تبلور تفریقی و آلایش پوسته‌ای باعث تغییراتی در روند و ناهنجاری سنگ‌های منطقه شده ‌است.

2- غنی‌شدگی نمونه‌ها از عناصر کمیاب خاکی سبک و لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ مانند: K، Rb و Th و تهی‌شدگی آنها از عناصر کمیاب خاکی سنگین و با شدت میدان بالا مانند: Nb، Ta و Ti بیانگر ماگماتیسم کالک‌آلکالن، متاآلومین، نوع I، قوس‌های آتشفشانی (VAG) حاشیه قاره‌ها است که توسط فرآیندهای مربوط به فرورانش تشکیل شده ‌است Chappell and White, 2001)؛ (Wilson, 2007.

3- دلایل مختلفی از سوی زمین‌شناسان برای غنی‌شدگی عناصر لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (مانند: K، Rb و Th) و تهی‌شدگی عناصر با شدت میدان بالا ( مانند: Nb، P، Ta و Ti) در ماگماهای کمانی ارایه شده‌است که عبارتند از:

الف) عناصر لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ در سیال غنی از کلر متحرک و در آب محلول‌اند و با سیال آزاد ‌‌شده از دگرنهادی پوسته اقیانوسی فرورانده به گوه ‌گوشته‌ای خاستگاه ماگماهای کمان‌ها انتقال می‌یابد و در مقابل عناصر با شدت میدان بالا که در سیال غنی از کلر و آب نامتحرک‌اند در این فرآیند شرکت نداشته و تهی‌شدگی نشان می‌دهد. به ‌عبارتی تمرکز این عناصر به دلیل تحرک زیاد تابعی از نحوه رفتار فاز سیال در منطقه فرورانش است و می‌تواند در پوسته قاره‌ای تمرکز یافته و یک منشأ آلایش شدید را ایجاد نماید. همان طور که در بالا گفته شد یکی از دلایل تهی‌شدگی عناصر با شدت میدان بالا نامحلول بودن این عناصر در آب است که البته با افزایش فشار و مقدار سیال آزاد شده طی آبزدایی صفحه فرورانده تحرک این عناصر نیز افزایش می‌یابد Keppler , 1996)؛ Agostini et al., (2007.

ب) حضور فازهای دیرگداز حامل عناصر با شدت میدان بالا از جمله: اسفن، آپاتیت، ایلمنیت، فلوگوپیت، روتیل و آمفیبول (پارگازیت) در سنگ‌های اکلوژیتی پوسته اقیانوسی فرورانده و یا گوه گوشته‌ای ذوب نشده محل منبع ماگماهای کمان‌ها مانع از حضور این عناصر در سیال دگرنهادی ‌کننده گوه ‌گوشته‌ای می‌شود در نتیجه، ماگماهای حاصل از ذوب این منابع ناهنجاری منفی از این عناصر را نشان می‌دهد (Schmidt et al., 2004).

پ) ناشی از آغشتگی و اختلاط ماگما با پوسته در حین صعود و جایگزینی توده در منطقه فرورانش است (Ghasemi et al., 2010).

ت) ناهنجاری منفی و مشخص عناصر Nb و Sr و ناهنجاری مثبت La و Th در نمودار عنکبوتی از ویژگی گرانیتوئید کالک‌آلکالن کمانی است و می‌تواند با ماگمای حاصل از ذوب‌بخشی پوسته تحتانی مطابقت داشته باشد (Harris and Inger, 1992). روند تقریباً خطی به موازات خط یک (به غیر از Eu) در نمودار عنکبوتی عناصر ناسازگار بهنجار شده به پوسته تحتانی (Taylor and Mc Lennan, 1995) تأییدی بر این ادعا است.

ث) رسوبات روی پوسته اقیانوسی فرورانده و سیالات همراه آنها می‌تواند باعث غنی‌شدگی غیر عادی عناصر کمیاب شود (برای نمونه: غنی‌شدگی LILE و LREE نسبت به HFSE)) (Sajona et al., 2000).

4- مقادیر بالای K، Rb و Th و پایین P، Sr و Ti در توده‌های گرانیتوئیدی یزد قابل مقایسه با ماگمای ناشی از ذوب‌بخشی پوسته‌ای و نشانه آلودگی ماگما در پوسته فوقانی طی تکامل ماگما است (Chappell and White, 1992).

5- تهی‌شدگی نسبتاً محسوس عناصر کمیاب خاکی متوسط نظیر Sm در گرانیتوئیدهای منطقه ناشی از جدایش اسفن و آپاتیت است (Rollinson, 1993).

6- ناهنجاری منفی Eu در نمودارهای عنکبوتی بیانگر نقش فلدسپار در فرآیند تفریق ماگمایی و یا به ‌عنوان یک فاز مهم در باقی‌مانده ذوب (رستیت) است (Arsalan and Aslan, 2006). البته باید نقش فوگاسیته اکسیژن بالا در محل ‌ذوب و حضور آمفیبول و بیوتیت درسنگ‌های منطقه را مد نظر داشت ‌که باعث ناهنجاری مثبت Eu به ویژه در سنگ‌های حدواسط ‌و یا کاهش میزان ناهنجاری منفی Eu می‌شود Rollinson, 1993)؛ Dong et al., (2011.

7- نسبت Ce/Yb در سنگ‌های منطقه بیش از 15 است (28Ce/Yb=) و از نوع کمان‌های آتشفشانی غنی‌شده است که بیانگر دگرنهادی شدید منبع گوشته‌ای، درجه ذوب‌بخشی پایین محل منشأ و آلودگی ماگما با پوسته است (Ghasemi et al., 2010).

8- غنی‌شدگی LREE در نمودار بهنجار شده نسبت به کندریت (Nakamura, 1974) می‌تواند به علت درجه ذوب‌بخشی پایین و یا منشأ نسبتاً غنی از عناصر آلکالی سنگ‌های مرتبط با مناطق فرورانش و یا می‌توان به پدیده آلایش ماگما توسط پوسته نسبت داد Parada et al., 1999)؛ Almeida et al., 2007).

9- تهی‌شدگی عنصر Sr به علت جانشینی آن با کلسیم و پتاسیم در فلدسپارها، تهی‌شدگیBa به علت جانشینی با پتاسیم در بیوتیت و فلدسپار، تهی‌شدگی P به سبب فراوانی فاز فرعی آپاتیت و تهی‌شدگی Ti به لحاظ حضور کانی‌های اسفن و ایلمنیت در سنگ‌های منطقه است (Chappell and White, 2001).

10- تهی‌شدگی از Nb و Ti همراه با غنی‌شدگی LREE از ویژگی پوسته قاره‌ای است که می‌تواند نشانه‌ای از آلودگی پوسته‌ای و یا ذوب مجدد آن باشد (Swain et al., 2008).

 

پتروژنز

فرآیندهایی نظیر: تجمع بلورها، تأثیر پوسته قاره‌ای، تبلور فاز فرعی حامل عناصر کمیاب (مانند: آلانیت)، تنوع فرآیند تشکیل و منابع گرانیت‌ها، اختلاط منابع مختلف در محیط‌های زمین‌شناسی، تغییر رژیم تکتونیکی و شرایط دما و فشار در طول زمان، همپوشانی تأثیر برخی از فرآیندهای تشکیل و بالاخره مشکل به دست آوردن نمونه‌های گرانیتوئیدها مربوط به جایگاه‌های شناخته‌شده تکتونیکی تاریخچه سنگ‌شناسی گرانیتوئیدها را در مقایسه با تشکیل بازالت‌ها پیچیده‌تر و با ابهام بیشتری مواجه نموده‌است Barbarin, 1999)؛ Chappell and White, 2001؛ (Wilson, 2007.

بر اساس معیارهای زیر توده‌های گرانیتوئید یزد متعلق به نوع I دمای بالا (نوع کوردیلرایی) است:

الف) صحرایی: موقعیت توده‌ها در یک نوار کوهزایی با روند شمال‌غربی-جنوب‌شرقی همراه با سنگ‌های آتشفشانی-رسوبی با ترکیب آندزیتی و داسیتی، عدم وجود سنگ‌های دگرگونی حرارتی درجه بالا در مجاورت توده، حضور آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک با ترکیب کوارتزدیوریت، آثار کانی‌زایی آهن و مس و لخته‌های مافیک متشکل از هورنبلند و بیوتیت در سنگ‌های منطقه از نشانه‌های گرانیتوئیدهای نوع I دمای بالا است (Chappell et al., 2004) (شکل‌های 4 و 5).

ب) پتروگرافی: حضور هورنبلند سبز، بیوتیت قهوه‌ای، مگنتیت، اسفن شکل‌دار اولیه، فلدسپارپتاسیم (ارتوکلاز) به ‌صورت بین دانه‌ای و بی‌شکل، حضور آپاتیت‌های شکل‌دار و به‌ صورت ادخال در کانی‌های هورنبلند و بیوتیت، عدم حضور کانی‌های دگرگونی نظیر: گارنت، عدم وجود کانی‌های سیلیکات‌های آلومینیوم‌دار نظیر: آندالوزیت، توزیع ناهمگن کانی‌های مافیک نظیر: هورنبلند و بیوتیت، حضور کوارتز به ‌صورت بین دانه‌ای، منطقه‌بندی عادی در پلاژیوکلازها و بدون هسته‌های کلسیک و بلورهای هورنبلند تیغه‌ای در توده‌های گرانیتوئیدی منطقه (شکل 4) بیانگر نوع I دمای بالا است (Chappell et al., 2004).

ج) ژئوشیمیایی: متاآلومین بودن نمونه‌ها، شواهدی از جمله: چندرنگی کاهی تا شکلاتی بیوتیت و رنگ قهوه‌ای آن، ارتوکلاز صورتی ‌رنگ (گوشتی)، حضور مگنتیت و هماتیت بیانگر فوگاسیته اکسیژن بالا در زمان تشکیل این توده‌هاست. طیف ترکیب شیمیایی وسیع در مقدار SiO2، روند منفی CaO، Pb و P2O5 و مثبت Th در مقابل SiO2 در طول تبلور ماگما، مقدار Na2O بالا، غنی‌شدگی نمونه‌ها از LILE Rb) و (Th و LREE Ce)، La و (Nd و تهی‌شدگی آنها از HFSE Hf)، Ti، Y و Zr و ...) و HREE (Yb) و در نمودارهای تغییرات عناصر Ba، Ce، Y و Zr در مقابل Si2O که ابتدا مقدار این عناصر در مذاب افزایش یافته (به دلیل اشباع نبودن و دمای بالای ماگمای اولیه) و سپس با شروع تبلور تفریقی کاهش می‌یابد. به عبارتی روند غیرخطی و منحنی‌‌شکل (زنگوله ‌مانند) که از ویژگی‌های گرانیتوئیدهای نوع I دمای بالا است (شکل‌های 4، 5 و 6) (Chappell et al., 2004). به ‌علاوه موقعیت نمونه‌ها در نمودار Na2O در مقابل K2O (Chappell and White, 2001) که تمامی نمونه‌های منطقه در محدوده I قرار می‌گیرد، تأییدی بر مطالب فوق است (شکل 7-A).

برای تعیین سری‌های ماگمایی نمونه‌های سنگی منطقه بررسی شده از نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) و نمودارهای SiO2-FeOt/(FeOt +MgO) و SiO2-CaO-(Na2O+K2O) (Frost et al., 2001) استفاده ‌شد که تمامی نمونه‌ها در محدوده سری‌های ماگمایی کالک‌آلکالن و گرانیت منیزیمی قرار می‌گیرد. همچنین، بر اساس ضریب اشباع آلومین (ASI) اکثر نمونه‌های گرانیتوئید یزد در محدوده متاآلومین نمودار A/CNK-A/NK (Shand, 1943) واقع می‌شود (شکل 7-B، C، D و E). بر پایه عناصر کمیاب، توده‌های بررسی شده به گرانیت‌های قوس‌های آتشفشانی (VAG) و قاره‌ای پس ‌از برخورد (Post-COLG) و حاشیه قاره‌ای فعال (ACM) متعلق است (شکل 7- F و G).

توده‌های نفوذی یزد بر اساس رده‌بندی (Barbarin, 1999) با ویژگی کانی‌های شاخصی نظیر: کانی‌های مافیک (بیوتیت و هورنبلند)، کوارتز، ارتوکلاز و پلاژیوکلاز (آنورتیت20 تا50 درصد) و عدم حضور کانی‌های آلومینوسیلیکات، کردیریت ‌و مسکویت و مقدار 8/0FeOt/FeOt+MgO< در گروه‌ گرانیتوئید کالک‌آلکالن غنی از آمفیبول با پتاسیم پایین و کلسیم بالا (ACG) با منشأ اختلاطی پوسته و گوشته، و در پهنه فرورانش قرار می‌گیرد. وجود ویژگی‌های بافتی نظیر: پلاژیوکلازهای هضم‌ شده و هورنبلندهایی با حواشی تحلیل ‌رفته و تا حدودی اسکلتی، وجود آنکلاوهای ریزدانه مافیک و لخته‌های مافیک غنی از هورنبلند و بیوتیت بر اساس رده‌بندی Castro و همکاران (1991) گرانیتوئیدهای منطقه را می‌توان از نوع هیبریدی HSS محسوب نمود (شکل 4).

 

 

 

شکل 6- موقعیت نمونه‌های گرانیتوئیدی یزد در نمودارهای: (A به هنجار شده به گوشته اولیه (Sun and Mc Donough, 1989)،
(B به هنجار شده به MORB (Pearce, 1983)، (C بهنجار شده به کندریت (Nakamura, 1974)، (D بهنجار شده به پوسته قاره‌ای تحتانی (Taylor and Mc Lennan, 1995)..

 A

 B

 C

 D

   
   
   
   

شکل 7- ماهیت و جایگاه تکتونیکی توده‌های گرانیتوئید یزد:
(A نمودار K2O-Na2O (Chappell and White, 2001)، (B نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)، (C نمودار SiO2-FeOt/(FeOt+MgO) (Frost et al., 2001)، (D نمودار SiO2-CaO-Na2O+K2O (Frost et al., 2001)، (E نمودار A/CNK-A/NK (Shand, 1943)، (F نمودار Rb-Y+Nb (Pearce, 1996)، G) نمودار Th-Ta (Schandl and Gorton, 2002)، (H نمودار Rb/Th-Rb (Tchameni et al., 2006)، (I نمودار Y-Zr (Cheng, 2001)، C= آلایش پوسته‌ای، AFC= تبلور تفریقی همراه با هضم، FC= تبلور تفریقی

 
     

 

 

بحث

بدون شک مناطق و محیط‌های مربوط به فرورانش به وی‍ژه حاشیه قاره‌ای فعال باید یکی از پیچیده‌ترین مناطق از لحاظ تکتونیک و تحولات ماگمایی باشد و خیلی از فرآیندهایی که در آن اتفاق می‌افتد هنوز به طور کامل مشخص نشده است. Pearce (1996) منابع ماگمایی در سنگ‌های گرانیتی را منابع گوشته، پوسته و مختلط در نظر می‌گیرد و این منابع با جایگاه تکتونیکی تطابق خوبی نشان می‌دهد. به طوری که گرانیت‌های مربوط به موقعیت‌های پس از برخورد معمولاً آثاری از منشأ گوشته لیتوسفری غنی‌شده همراه با مقدار کمی از مذاب‌های پوسته‌ای را دارد و تأثیر متقابل بین ماگماهای مشتق ‌شده از گوشته با پوسته تابعی از ضخامت، دما و ترکیب پوسته و زمان بالا آمدن است.

غنی‌شدگی بالای نمونه‌های منطقه از LILE نظیر: Ba، Cs، K، Rb و Th و فراوانی اندک عناصر انتقالی نظیر: Sc و V بیانگر وجود یک خاستگاه گوشته‌ای غنی‌شده زیر لیتوسفر قاره‌ای (گوشته دگرنهادی‌ شده) است و فراوانی سنگ‌های بازیک و حدواسط آندزیت‌ها در این منطقه و موقعیت آن در پهنه آتشفشانی ارومیه-دختر و ایران ‌مرکزی احتمال وجود یک منبع گوشته‌ای برای سنگ‌های منطقه وجود دارد.

غنی‌شدگی از K، Rb و Th و نیز تهی‌شدگی از P، Sr و Ti نشانه آغشتگی؛ همچنین، تهی‌شدگی از Nb و Ti همراه با غنی‌شدگی از LREE از ویژگی پوسته قاره‌ای پس از برخورد است و می‌تواند از نشانه‌های آلودگی پوسته‌ای و یا ذوب مجدد آن نیز باشد (Swain et al., 2008). وجود آنکلاوهایی از سنگ‌های آتشفشانی ائوسن منطقه، حاشیه خوردگی و حاشیه تحلیل رفته بلورهای پلاژیوکلاز و آمفیبول و بافت غربالی در برخی از پلاژیوکلازها از نشانه‌های آلایش ماگمایی در این سنگ‌هاست.

در سنگ‌های تفریق‌ یافته‌تر منطقه (آلکالی‌گرانیت خضرآباد) تهی‌شدگی بیشتر Eu وSr به ‌ترتیب مربوط به تفریق پلاژیوکلاز و تبلور کمتر آمفیبول، بیوتیت و کانی فرعی دیگر در این سنگ‌ها است. به عبارتی با افزایش سیلیس در این سنگ‌ها Eu ناهنجاری منفی بیشتری نشان می‌دهد که بیانگر درجه بالایی از تفریق است. تمایل برخی از نمونه‌ها خضرآباد به محدوده پرآلومین در نمودار درجه اشباعی ‌آلومین (Shand, 1943) ناشی از تجزیه پلاژیوکلازها و افزایش نسبی Al2O3 و از دست‌رفتن مقادیری از اکسیدهای CaO، K2O و Na2O است که باعث افزایش نسبت A/CNK و قرارگیری نمونه‌ها در موقعیت غیر واقعی پرآلومین می‌شود (شکل 7E-).

ازآنجایی که روندهای مشاهده‌ شده در نمودارهای هارکر (شکل 5) می‌تواند توسط هر یک از فرآیندهای تبلور تفریقی (FC) و ذوب ‌بخشی (PM) ایجاد شود، بنابراین، برای تشخیص و تفکیک این فرآیندها از نمودارهای Y-Zr (Cheng, 2001) و Rb/Th-Rb (Tchameni et al., 2006) استفاده‌ شده ‌است که نمونه‌های بررسی شده در راستای روند AFC قرارگرفته و بیانگر تأثیر فرآیندهای تبلور تفریقی، هضم و آلایش در تحولات و تکوین توده‌های گرانیتوئید است (شکل 7).

با مقایسه ویژگی‌های توده‌های یزد با پهنه آتشفشانی آند مرکزی، از جمله میانگین مقادیر عناصر اصلی و کمیاب، وفور فوران آندزیتی و اسیدی نظیر: داسیت و ایگینمبریت (Amidi, 1977)، کانسارسازی مس و ویژگی‌های ژئودینامیکی منطقه می‌توان مدل پیشنهادی Wilson (2007) بر مبنای تولید ماگما در محیط فرورانش در اثر پدیده‌های چند منشأیی و چند مرحله‌ای را برای منطقه بررسی شده پیشنهاد نمود (شکل 8).

بر اساس این مدل در مرحله نخست، تشکیل ماگما در مناطق فرورانش پوسته اقیانوسی فرورانده با ترکیب بازالت و همراه با رسوبات روی آنها و آب دریا در عمق مناسب طی فرآیند آب‌زدایی و ذوب‌بخشی قرارگرفته است و در مرحله دوم سیالات و مذاب اولیه وارد گوه گوشته‌ای شده و در این مرحله ابتدا ماگماهای اولیه وارد استنوسفر تهی‌شده و سپس وارد لیتوسفر نیمه قاره‌ای غنی‌شده می‌شود که در اینجا باعث ایجاد دگرنهادی گوه‌گوشته‌ای می‌شود. در این مرحله ممکن است ماگماهای تشکیل ‌شده بدون عبور از پوسته قاره‌ای مستقیماً وارد سطح زمین ‌بشود و تشکیل ماگماهای بازالتی اولیه را در پهنه‌های فرورانش بدهد. در مرحله سوم بخشی دیگر از ماگمای اولیه تا مرز بین پوسته و گوشته بالا رفته و سپس در این محل متوقف و تشکیل اطاقک ماگمایی می‌دهد. همچنین، در حاشیه فعال قاره‌ای در پوسته قاره‌ای به علت چگالی پایین‌تر پوسته قاره‌ای از پوسته اقیانوسی به عنوان یک فیلتر عمل می‌کند و باعث می‌شود ماگماهای حاصل از فرورانش راکد باقی‌بماند و در پوسته قاره‌ای تشکیل اطاقک‌های ماگمایی را بدهد و در اینجا ماگمای اولیه تحت تأثیر فرآیند تبلور تفریقی، هضم و آلایش ماگمایی (ACF) قرار گرفته و بخشی از ماگماها به‌ صورت سنگ‌های آتشفشانی بیشتر از نوع آندزیتی به‌ سطح زمین می‌رسد و ماگمای باقی‌مانده تشکیل باتولیت‌هایی با ترکیب گرانیتوئیدی را می‌دهد. در شکل 8 می‌توان به طور خلاصه فرآیندهایی که در تشکیل ماگماهای حاشیه فعال قاره‌ای شرکت دارد را مشاهده کرد (Wilson, 2007).

 

 

 

شکل 8- مدل ژئودینامیکی پیشنهادی Wilson (2007) و فرآیندهای مؤثر درتشکیل ماگمای حاشیه قاره‌ای فعال

 


 

 

نتیجه‌گیری

با توجه به شواهد صحرایی، پتروگرافی، ژئوشیمیایی و نمودارهای تمایز جایگاه تکتونیکی، توده‌های گرانیتوئید یزد ارتباط زایشی با یکدیگر داشته و از نوع گرانیتوئید I دما بالا (کردیلرایی) کالک‌آلکالن متاآلومین است که در یک حاشیه قاره‌ای فعال پس از برخورد مشابه مدل پیشنهادی Wilson (2007) آند مرکزی به وجود آمده‌اند که با توجه به سن توده‌ها، روابط صحرایی با سنگ‌های آتشفشانی منطقه، ژئودینامیک و پهنه زمین‌شناسی منطقه (ارومیه-دختر) منطقی به نظر می‌رسد. ماگما از یک پوسته اقیانوسی فرو رانده‌ شده (نئوتتیس) و گوه‌ گوشته تحول ‌یافته روی آن منشأ گرفته و در اثر فعالیت پلوم‌های حاصل از گوشته استنوسفری و استقرار آن در قاعده پوسته و توسعه فرآیند ذوب پوسته‌ای و متعاقب آن تحت تأثیر فرآیند تبلور تفریقی، هضم و آغشتگی (AFC) حاصل‌شده و این توده بعد از ائوسن، در قسمت میانی پهنه ماگمایی ارومیه-دختر تزریق و جایگزین شده ‌است.

 

سپاسگزاری

نگارندگان لازم می‌دانند که از حمایت مالی معاونت پژوهشی دانشگاه‌های شاهرود و پیام نور و از جناب آقای دکتر محمود صادقیان مدیر گروه دانشکده علوم زمین دانشگاه شاهرود به خاطر ارایه نکات سودمند علمی و ادبی تشکر و قدردانی نمایند.

Aghanabati, A. (1998) Major sedimentary and structural units of Iran. Geosciences 7, Geological Survey of Iran, Tehran.

Agostini, S., Doglioni, C., Innocenti, F., Manetti, P., Tonarini, S. and Savascin, M. Y. (2007) The transition from subduction-related to intraplate Neogene magmatiasm in the Western Anatolia and Aegea area in Beccaluva. Geological Society of America, Special 418: 1-15.

Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97-1.96 Ga) in central portion of Guyana Shield. Precambrian Research 155: 69-97.

Amidi, S. M. (1977) Etude geologique de la region de Natanz-Surk (Iran Central), stratigraphic et petrologie. Geological Survey of Iran, Tehran.

Amidi, S. M. (1978) Geological quadrangle map of Nain 1:250000, No. G8, Geological survey of Iran, Tehran (in Persian).

Arsalan, M. and Aslan, Z. (2006) Mineralogy, petrography and whole-rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 27: 177-193.

Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Blackwell Oxford Lithos 46: 605-626.

Blatt, H., Tracy, R. J. and Owens, B. E. (2006) Petrology: igneous, sedimentary and metamorphic. Freeman and Company, W. H., New York.

Castroo, A., Moreno-Ventas, I. and de la Rosa, J. D. (1991) H-type (hybrid) granitoids: a proposed revision of the granite-type classification and nomenclature. Earth Science Reviews 31: 237-253.

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

Chappell, B. W. and White. A. J. R. (2001) Two contrasting granite types: 25 years later, Australian. Journal of earth sciences 48: 489-499.

Chappell, B. W., White, A. J. R., Williams, I. S. and Wyborn, D. (2004) Low-and high-temperature granites. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences 95: 125-140.

Cheng, H. (2001) Petrology and geochemistry of neogenecontinental basaltic and related rocks in Northern Taiwan. Western Pacific Earth Sciences 1: 19-46.

Clarke, D. B. (1992) Granitoid rocks. Chapman and Hall publisher, London.

De la Roche, H., Leterrier, J., Grand Claude, P. and Marchel, M. (1990) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagrams and major elements analysis–its relationships with current nomenclature. Chemical Geology 29:183-210.

Dong, Y., Zhang, G., Neubauer, F., Liu, X., Hauzenberger, C., Zhou, D. and Li, W. (2011) Syn- and post- collisional granitoids in the central Tianshan orogen: geochemistry, geochronology and implications for tectonic evolution. Gondwana Research 20: 568-581.

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

Ghasemi, H., Sadeghian, M., Khanalizadeh, A. and Tanha, A. (2010) Petrology, geochemistry and radiometric ages of high silica Adakitic domes of Neogene continental arc, south of Quchan. Iranian journal of crystallography and mineralogy 18(3):347-369 (in Persian).

Hajmolla Ali, A. (1993) Geological map of Khezrabad 1:100000, Sreies sheet 6753. Geological survey of Iran, Tehran (in Persian).

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London.

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

Hibbard, M. J. (1995) Petrography to petrogenesis. Prentice Hall, New Jersey.

Irvin, 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.

Janousek Farrow, C. M. and Erban, V. (2008) Package ‘GCDKit’. Version 3.00.

Keppler, H. (1996) Constraints from partitioning experiments on the composition of subduction Zone fluid. Nature 380: 237-240.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming mineral. American Mineralogist 68: 227-279.

Lameyre, J. and Bowden, P. (1982) Plutonic rock types series: discrimination of various granitoid series and related rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research 14: 169-86.

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma igneous rock system. Earth Science Reviews 37: 215-224.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica ET Cosmochimica Acta 38: 757-775.

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.

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

Pearce, J. A. (1983) Role of sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawke worth, C. J. and Nurry, M. L.) 230-249. Shiva, Nantwich.

Pitcher, W. S. (1995) The nature and origin of granite. Chapman and Hall, London.

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

Sajona, F. G., Maury, R. C., Pubellier, M., Bellon, H., Leterrier, J. and Cotton, J. (2000) Magmatic source enrichment by slab- derived melts in a young post-collision setting, central Mindanao (Philippines). Lithos 54: 173-206.

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97: 629-642.

Schmidt, M. W., Dardon, A., Chazot, G. and Vannucci, R. (2004) The dependence of Nb and Ta rutile-melt partitioning on melt composition and Nd/Ta fractionation during subduction processes. Earth and Planetary Science Letters 226: 415-432.

Selman Aydigan, M., Hakan, C., Mustafa, B. and Omer, A. (2008) Geochemical and mantle-like isotopic (Nd, Sr) composition of the Baklan granite from the Muratdagi Region (Banaz, Usak), western Turky: Implications for input of juvenile magmas in the source domains of western Anatolia Eocene-Miocene granites. Journal of Asian earth Sciences 33: 155-176.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. Their genesis, composition, classification and their relation to depsits. Thomas Murby, London.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope, classification, textures, microstructures and mineral preferred-orientathons. Chapman and Hall, London.

Streckeisen, A. I. (1976) Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamprophyres, corbonatites and melilitic. Geology 7: 331-335.

Sun, S. S. and Mc Donough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic of basalts: implication for mantle composition and processes. In: Magmatism in oceanic basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications 42: 313-345. Geological Society, London.

Sutcliffe, R. H., Smith, A. R., Doherty, W. and Barnet, R. I. (1990) Mantle derivation of Archean amphibole-bearing granitoid and associated mafic rocks: evidence from the southern superior province, Canada. Mineralogy and Petrology 105: 255-274.

Swain, G. Barovich, K., Hand, M., Ferris, G. and Schwarz, M. (2008) Petrogenesis of the St Peter Suite, southern Australia: arc magmatism and Proterozoic crustal growth of the South Australian Craton. Precambrian Research 15:180-196

Taylor, S. R. and Mc Lennan, S. M. (1995) The geochemical evolution of the continental crust. Reviews of Geophysics 33:65-241.

Tchameni, R., Pouclet, A., Penay, J., Ganwa, A. A. and Toteu, S. F. (2006) Petrography and geochemistry of the Ngaondere Pan-African granitoids in central North Cameroon: implication for their sources and geological setting. Journal of African Earth Sciences 44: 511-529.

Vernon, R. H. (2004) A practical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, Sydney.

Wilson, M. (2007) Igneous pathogenesis. Chapman and Hall, London.

Yuguchi T. and Nishiyama, T. (2008) The mechanism of myrmekite formation deduced from steady diffusion modeling based on petrography: case study of the Okueyama granitic body. Kyushu, Japan. Lithos 106: 237-260.