بررسی خاستگاه و سنگ‌زایی توده‌های گرانیتوییدی ‏کمپلکس سورسات (شمال‌‌باختری تکاب): ‏شواهد زمین‌شیمیایی سنگ‌کل و ایزوتوپی ‏Sr-Nd

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی سینا همدان، همدان، ایران

2 خیابان شهید فهمیده- دانشگاه بوعلی سینا

3 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام نور، تهران، ایران

4 بیرجند- دانشگاه بیرجند- دانشکده علوم گروه زمین شناسی

چکیده

توده‏‌های نفوذی کمپلکس سورسات بخشی از توده‏‌های نفوذی پهنة سنندج- سیرجان هستند. برپایة یافته‌های صحرایی و بررسی‌های میکروسکوپی، این منطقه دربردارندة هورنبلند‏‌گابرو، کوارتز‏‌دیوریت، مونزودیوریت، گرانودیوریت، مونزوگرانیت و تونالیت‏‌ است. برپایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی، گرانیتوییدهای ترکه‏‌دره و خانقلی از نوع I، با سرشت کالک‏‌آلکالن و متا‏‌آلومین هستند. محدوده ترکیبی آنها کمان ماگمایی (VAG) است و میزان 87Sr/86Sr اولیه و εNd آنها برابربا 70448/0 و 12/0- است. این سنگ‌ها از ماگمایی جداشده از گوشته پدید آمده‌اند که دچار فرایندهای هضم و آلایش پوسته‏‌ای شده است. برپایة نمودارهای زمین‌شیمیایی، توده‏‌های پیچاقچی، حمزه‏‌قاسم و شمال‏‌خاوری خانقلی، از نوع I، با سرشت متاآلومین تا پرآلومین و کالک‏‌آلکالن هستند و محدوده ترکیبی آنها کمان ماگمایی (VAG) است. 87Sr/86Sr اولیه و εNd آنها برابر 70529/0 و 82/2- است و همراه با انکلاو مافیک ریزدانه دیده می‌شوند. این سنگ‌ها از آمیختگی ماگمای جداشده از گوشته با مذاب پدیدآمده از ذوب پوسته پدید آمده‌اند. توده‏‌های مونزوگرانیتی قره‏‌زاغ و اوچ‏‌دره از نوع S، پرآلومین و کالک‏‌آلکالنِ پدیدآمده در محدوده برخورد قاره- قاره هستند و میزان بالای 87Sr/86Sr اولیه 94476/0 و 87927/0 و مقدارهای منفی εNd 71/6- و 61/6- دارند. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة جدایش آنها از مذاب پوسته‏‌ای است. دستة تونالیت از نوع I با سرشت کالک‏‌آلکالن و پرآلومین هستند و مقدار نسبت‏‌های La/Yb، Sr/Y و Nb/Ta در آنها کم است. الگوهای کمتر جدایش‌یافته عنصرهای خاکی کمیاب و آنومالی منفی Eu پدیدآمده از ذوب پوسته آمفیبولیتی نشان‌دهندة ذوب پوسته مافیک ضخیم‌شده یا بازالت‏‌های زیر صفحه‏‌ای در ژرفا و فشار کم، با حضور پلاژیوکلاز در ناحیه خاستگاه پیدایش آنهاست.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Study of origin and petrogenesis of granitoid bodies of Soursat complex (Northwest of Takab): Whole- rock ‎geochemical and Sr-Nd isotopic evidences

نویسندگان [English]

  • Soraya Dadfar 1
  • Farhad Aliani 2
  • Ali Akbar Baharifar 3
  • Mohammad Hossein Zarrinkoub 4
1 Department of Geology, Faculty of Science, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran
2 Bu -Ali Sina University
3 Department of Geology, Payame noor University, Tehran, Iran
4 Department of Geology, University of Birjand, Birjand, Iran
چکیده [English]

The plutonic bodies in the Soursat complex are parts of the widespread plutonic bodies in the Sanandaj- Sirjan zone. Based on field observations and microscopic studies, the study area is dominated by hornblende gabbro, quartz diorite, monzodiorite, granodiorite, monzogranite and tonalite. According to  geochemical studies, the granitoids of Turke Dare and Khangholi are characterized by I-type nature, high K calc-alkaline, metaluminous composition and plotted on Volcanic Arc granite area (VAG) with 87Sr/86Sr(i) and εNd(t) values equal to 0.70448, -0.12.  The overall geochemical signatures represent that monzodiorites generated from magma that derived from mantle which subjected to assimilation and contamination processes. The Pichaghci, Hamzeh Ghasem and the Northeast Khangholi bodies are I-type, metaluminous to peraluminous and calc-alkaline which are plotted in the volcanic arc granite area (VAG) with 87Sr/86Sr(i) and εNd(t) values equal to 0.70529, -2.82. These  geochemical criteria indicate that the study granodiorites generated from mixing of  mantle-derived magma with crustal melts. The Ghare zagh and Ouch dare monzogranite bodies are S-type, peraluminous and calc-alkaline which are  plotted in continental- continental collision area with high values of 87Sr/86Sr (i) and εNd(t) equal to 0.94476, 0.879276 and -6.71, -6.61 representing that monzogranites originated from crustal melts. The Tonalite group is I-type, calc-alkaline, peraluminous, with low values of La/Yb, Sr/Y and Nb/Ta ratios and low fractionated patterns of rare earth elements (REE), negative anomaly of Eu. On the base of these data, it can be concluded that the group  resulted from amphibolitic crust that generated from thickened mafic crust or under plate basalts under  low pressures and low deep with the presence of plagioclase in the source area.

کلیدواژه‌ها [English]

  • I and S type granitoid
  • (TTGs) Granites
  • Crustal Contamination
  • Magma Mixing
  • ‎Soursat Complex
  • Northwest Takab‎

مقدمه

در کل، پهنة سنندج- سیرجان از کمپلکس‏‌های دگرگونی و توده‏‌های گرانیتویید ساخته شده است. سن کمپلکس‏‌های دگرگونی در بخش‌های گوناگون پهنة سنندج- سیرجان، پرکامبرین، پالئوزوییک یا مزوزوییک دانسته شده است (Hassanzadeh and Wernicke, 2016; Nutman et al., 2014). در شمال‌باختری ایران و در منطقه تکاب– شاهین‏‌دژ، کمپلکس‏‌های دگرگونی دیده می‏‌شوند که به سن پرکامبرین دانسته شده‏‌اند. کمپلکس‏‌ سورسات از کمپلکس‏‌های پهنة سنندج- سیرجان است که در شمال‌باختری کشور و در محدوده استان آذربایجان غربی، میان شهرهای تکاب و شاهین‏‌دژ (شمال جادة تکاب به شاهین‏‌دژ) جای گرفته است (شکل 1- A).

 

 

 

شکل 1- A) نقشة رده‏‌بندی ساختاری ایران که محدودة بررسی‌شده روی آن نشان داده شده است (Shahabpour, 1994)؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی کمپلکس سورسات (با تغییرات برپایة نقشة 100000/1 شاهین‏‌دژ (Kholghi Khasraghi, 1994) (محل نمونه‏‌هایی که تجزیة شیمیایی شده‏‌اند، با دایره سرخ در نقشه نشان داده شده است)


 

 

در این کمپلکس، توده‏‌های گرانیتوییدی با سنگ‏‌های دگرگونی فراگرفته شده‏‌اند. دو واحد اصلی زمین‏‌شناسی در سنگ‏‌های دگرگونی این منطقه تعریف شده‌اند که سنگ‏‌های رسوبی پرکامبرین تا پالئوزوییک سازندة پروتولیت آنها هستند (Kholghi Khasraghi, 1994): (1) سازند کهر با سن پرکامبرین بالایی دربردارندة اسلیت، ماسه‏‌سنگ و تا اندازه‌ای سنگ‏‌های ولکانیک اسیدی است که تا رخساره آمفیبولیت- شیست‌سبز دگرگون شده‏‌‌اند؛ (2) دولومیت پرکامبرین- کامبرین و اردویسین (سازند‏‌های بایندر و سلطانیه)، ماسه‏‌سنگ، شیل و سنگ‌آهک دولومیتی (سازندهای باروت، لالون و میلا) (شکل 1- B).

بررسی‌های Kholghi Khasraghi و Vossoughi Abedini (2004) از بررسی‌های انجام‌شده روی توده‏‌های نفوذیِ کمپلکس سورسات هستند که سن مطلق باتولیت پیچاقی را به روش K-Ar، 20/74 میلیون سال پیش به‌دست آورده‌اند. این سن نشان‌دهندة زمان کرتاسه بالایی- پالئوسن و رخداد زمین‌ساختی لارامید است. Jamshidi Badr و همکاران (2013)، سه دسته سنگ پلوتونیک در کمپلکس سورسات شناسایی کرده‏‌اند:

- دسته نخست: سینوگرانیت‏‌هایی که سن تقریبی U-Pb آنها 540 میلیون سال پیش (540±6 و 8±537) است و از گرانیت‏‌های برخورد قاره- قاره دانسته شده‏‌اند.

- دسته دوم و سوم با نام گرانیت‏‌های وابسته به فرورانش با سن پالئوسن (2/7± 59 میلیون سال پیش) هستند که هنگام رول‌بک (roll-back) صفحه فرورونده نئوتتیس پیش از برخورد صفحه عربی با اوراسیا و پیدایش کوهزایی زاگرس، در پهنة سنندج- سیرجان پدید آمده‏‌اند. ازآنجایی‌که تا کنون لوکوگرانیت هم‌تیپ دوران در بررسی‌های پیشین در کمپلکس سورسات و شمال‌باختری تکاب گزارش نشده و همچنین، بررسی‌های تلفیقی ایزوتوپی سنگ کل به روش Sr-Nd و زمین‌شیمیایی روی گرانیتوییدهای کمپلکس سورسات انجام نشده است؛ ازاین‌رو، در بررسی پیش رو برپایة یافته‌های به‌دست‌آمده از داده‏‌های یادشده به بررسی سنگ‏‌نگاری، ارتباط ژنتیکی میان بخش‏‌های گوناگون، خاستگاه ماگمای سازنده و جایگاه زمین‌ساختی توده‏‌های گرانیتوییدی در شمال‌باختری تکاب، پرداخته می‌شود.

 

روش انجام پژوهش

برای بررسی ویژگی‏‌های سنگ‏‌نگاری و زمین‌شیمیایی توده‏‌های نفوذی منطقه، هنگام انجام بازدید‏‌های صحرایی از واحد‏‌های گوناگون سنگ‎‏‏‌های آذرین نفوذی این منطقه، نمونه‏‌برداری انجام شد که شمار 52 نمونه‏‌ برای بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و از میان آنها شمار 28 نمونه که کمترین هوازدگی را نشان می‏‌دادند برای تجزیه‌های زمین‌شیمیایی برگزیده شدند. شمار 24 نمونه برای تجزیة شیمیایی به آزمایشگاه شرکت MS Analytical Services Ltd. (کشور کانادا) فرستاده شد (جدول 1؛ شکل 1- B). برای بررسی عنصرهای اصلی از روش ذوب لیتیم‌بورات و دستگاه ICP-OES و برای بررسی عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب از روش ذوب لیتیم‌بورات و دستگاه ICP-MS بهره گرفته شد. همچنین، شمار 4 نمونه از لیتولوژی اصلی توده‏‌های پیچاقچی، ترکه‏‌دره و قره‏‌زاغ، برای تجزیة ایزوتوپ‏‌های Sr و Nd به آزمایشگاه علوم‌زمین دانشگاه کیپ تاون (کشور آفریقای جنوبی) فرستاده شد (جدول 2). روش آماده‏‌سازی نمونه‏‌ها و جداسازی شیمیایی پودرها به روش استاندارد هضم HNO3-HF و برپایة بررسی‌های Míková و Denková(2007)بوده است. نمونه‏‌ها با جمع‏‌آوری‌کننده چندگانة MC-ICP-MS روی Instruments NuPlasma HR Nu آزمایش شده‏‌اند. مقدار ایزوتوپ Sr با استفاده از استاندارد NIST SRM987 و مقدار ایزوتوپ Nd با به‌کارگیری استاندارد JNdi-1 اندازه‏‌گیری شده‏‌اند. برای بررسی داده‏‌های به‌دست‌آمده در تفکیک عنصری و شناسایی خاستگاه و پهنة زمین‌ساختی، نرم‏‌افزارهای GCDkit و Excel به‌کار برده شدند.

 

زمین‏‌شناسی و یافته‌های صحرایی در منطقه سورسات

توده‏‌های گرانیتوییدی شمال‌باختری تکاب در طول جغرافیایی خاوری ´41 °46 تا ´57 °46 و عرض جغرافیایی شمالی 29 °36 تا ´45 °36 جای گرفته‌‏‌اند (شکل 1- B) و از دیدگاه ساختاری، در پهنة سنندج- سیرجان برونزد دارند. برونزد سنگ‏‌های گرانیتوییدی در بخش‏‌های گوناگون محدوده بررسی‌شده تفاوت‏‌های کانی‏‌شناسی و بافتی مشخصی دارد و با سنگ‏‌های دگرگونی گوناگون (میکاشیست‏‌، گارنت شیست، آندالوزیت شیست، کردیریت شیست‏‌، کیانیت شیست‏‌، فیبرولیت شیست‏‌، اکتینولیت شیست‏‌ و گارنت آمفیبولیت‏‌) فراگرفته شده‏‌ است (Jamshidi Badr et al., 2013). توده‏‌های گرانیتوییدی در بخش‏‌های شمالی (توده‏‌های خاور قره‏‌زاغ و اوچ‏‌دره و لوکوگرانیت‏‌های هم‌تیپ دوران در باختر کوه شاخ شاخ)، جنوبی (توده‏‌های ترکه‏‌دره و حمزه‌قاسم)، جنوب‌خاوری (توده‏‌های خانقلی و شمال‌خاوری خانقلی)، باختر این منطقه (توده پیچاقچی) از توده‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش هستند (شکل 1- B).

توده‏‌های گرانیتوییدی ترکه‏‌دره و خانقلی رخنمون‏‌هایی از گرانیت مزوکرات خاکستری رنگ جهت‏‌یافته هستند که با رگه‏‌هایی از کوارتز و فلدسپار صورتی‌رنگ با ستبرای متغیر (5 تا 10 سانتیمتر) و شکل‌های خطی و ضربدری قطع شده‏‌اند (شکل‌های 2- A و 2- B). دایک‏‌های مافیک به رنگ خاکستری تا سبز تیره با ستبرای 5/1 متر و راستای شمال‌باختری- جنوب‌خاوری در توده ترکه‏‌دره نفوذ کرده‌اند. Modjarrad و همکاران (2008)، جایگیری دایک‏‌های گابرویی را به گسل‏‌های نرمال درون توده ترکه‏‌دره با سن پس از پالئوسن نسبت داده‏‌اند. افزون‌براین، در برخی رخنمون‏‌های این توده نشانه‌هایی مانند جهت‌یافتگی و تفکیک بخش‏‌های تیره و روشن دیده می‌شوند که با گسترش تفکیک بخش‏‌های تیره و روشن، رخنمون‏‌هایی در ظاهر با ساختارهای میگماتیتی نیز دیده می‏‌شوند (شکل 2- A). در توده‏‌های خانقلی و ترکه‏‌دره انکلاوهای مافیک ریزدانه با شکل‌های دایره‏‌ای و بیضی دیده می‌شوند.

در نقشة زمین‏‌شناسی 100000/1 شاهین‏‌دژ Kholghi Khasraghi (1994(، توده پیچاقچی به‌صورت باتولیتی یک‌دست با ترکیب گرانیت مزوکرات گزارش شده است؛ اما این توده برپایة یافته‌های صحرایی و بررسی داده‏‌های ماهواره‏‌ای، از دو بخش گرانیت مزوکرات (بخش خاوری توده) (شکل 2- C) و گرانیت لوکوکرات هم‌تیپ دوران (بخش باختری توده) ساخته شده است (شکل 2- D). Jamshidi Badr و همکاران (2013)، جایگیری این توده را به رفتار گسل راستالغز N40E وابسته می‌دانند. بیشتر رخنمون‏‌های گرانیت مزوکرات (به رنگ خاکستری روشن) توده پیچاقچی، هوازده با فرسایش پوست‌پیازی هستند. همچنین، بیشتر آنها را رگه‏‌هایی از کوارتز و فلدسپار، با ستبرای میانگین 5 سانتیمتر، قطع کرده‏‌اند و بیشتر در بخش‏‌های شمالی به‌صورت جهت‏‌یافته دیده می‏‌شوند. همچنین، انکلاو‏‌های مافیک ریزدانه با شکل‌های دایره‏‌ای به قطر 10 سانتیمتر نیز در این توده دیده می‌شوند (شکل 2- E).


 

 

 

 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از توده‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات (شمال‌باختری تکاب): A) رخنمون گرانیت مزوکرات لایه‏‌بندی شده در تودة ترکه‏‌دره؛ B) تصویری از رخنمون گرانیت مزوکرات خانقلی؛ C) تصویری از رخنمون گرانیت مزوکرات پیچاقچی؛ D) رخنمون گرانیت لوکوکرات هم‌تیپ دوران در بخش‏‌های باختری تودة پیچاقچی (دید رو به باختر)؛ E) انکلاو‏‌های ریزدانه مافیک در میزبان گرانیتی؛ F) نمایی از دایک‏‌های مافیک در بخش لوکوکرات تودة پیچاقچی (دید رو به باختر)؛ G) نمایی از گرانیت مزوکرات دگرریخت‌شده؛ H) نمایی از گرانیت مزوکرات نادگرریخت در خاور تودة قره‌زاغ


 

 

مرز رخنمون گرانیت لوکوگرانیت هم‌تیپ دوران و گرانیت مزوکرات مرزی گسله است که در این مرز، دسته دایک‏‌های دیوریتی با ستبرایِ میانگین یک متر در گرانیت لوکوکرات نفوذ کرده‌اند (شکل 2- F). افزون‌براین، رخنمون‏‌های کوچکی از گرانیت مزوکرات در شمال‌خاوری توده خانقلی، نزدیک روستای حمزه‌قاسم و تودة ترکه‏‌دره نیز دیده می‏‌شوند. رخنمون‏‌هایی از گرانیت لوکوکرات هم‌تیپ دوران همانند آنچه در بخش باختری تودة پیچاقچی دیده می‏‌شود، در بخش‏‌های شمالی منطقه بررسی‌شده به‌صورت پراکنده دیده می‌شوند. در نقشة زمین‏‌شناسی 100000/1 شاهین‏‌دژ (Kholghi Khasraghi, 1994)، این توده‏‌ها گرانیت تیپ دوران با سن (پرکامبرین؟) دانسته شده‏‌اند.

در نزدیکی روستاهای اوچ‏‌دره و خاور قره‏‌زاغ، رخنمون‏‌هایی از گرانیت خاکستری روشن رنگ دگرریخت‌شده همراه با صفحة فولیاسیون (در اثر ضربة چکش به‌صورت صفحه‏‌ای جدا می‏‌شوند) و روبان‏‌هایی از بیوتیت در پیرامون فلدسپار‏‌ها و ساختار چشمی دیده می‏‌شوند (شکل 2- G). در تودة خاور روستای قره‏‌زاغ، به‌سوی بخش‏‌های خاوری، کم‌کم رخنمون‏‌هایی از گرانیت مزوکرات نادگرریخت یافت می‏‌شوند که در برخی بخش‏‌ها با گرانیت‏‌های مزوکرات دگرریخت شده به‌صورت متناوب نیز دیده می‏‌شوند (شکل 2- H). در نقشة زمین‏‌شناسی 100000/1 شاهین‏‌دژ (Kholghi Khasraghi, 1994)، رخنمون‌های گرانیت مزوکرات دگرریخت‏‌شده و نادگرریخت به‌ترتیب گنیس چشمی و گرانیت پدیدآمده از آناتکسی هستند و از دیدگاه سنی هم‌سن با واحد دگرگونی (کامبرین- اردویسین) دانسته شده‌اند؛ اما Jamshidi Badr و همکاران (2013)، برپایة سن‏‌سنجی به روش U-Pb کانی زیرکن، سن این دو بخش را پرکامبرین- کامبرین به‌دست‌ آورده‏‌اند.

سنگ‏‌نگاری

توده‏‌های نفوذی منطقه بررسی‌شده ترکیب و سن‏‌های گوناگونی دارند. ازاین‌رو، در ادامه، سنگ‌های نفوذی بررسی‌شده برپایة سن از هم جدا می‌شوند و سپس به بررسی سنگ‏‌نگاری آنها پرداخته می‌شود.

 

توده‏‌های نفوذی با سن پرکامبرین

- مونزوگرانیت: واحدهای مونزوگرانیتی دگرریخت‌شده و نادگرریخت‌شده با سن‏‌های 540±6 و 8±537 میلیون سال پیش (Jamshidi Badr et al., 2013) و در نمونة دستی به رنگ خاکستری (مزوکرات) و متوسط دانه هستند. در بخش دگرریخت‌شده، پورفیروکلاستیک بافت اصلی سازنده و در بخش نادگرریخت، نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل گرانولار است (شکل‌های 3- A و 3- B). افزون‌براین، بافت‏‌های فرعی مانند پویی‌کیلیتیک، میرمکیت و پرتیت نیز نشان می‌دهند. آلکالی‏‌فلدسپار (40-60 درصدحجمی)، کوارتز (20-30 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (20-25 درصدحجمی)، بیوتیت (15-20 درصدحجمی) و مسکوویت (8-10 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی و زیرکن، اسفن و آپاتیت از کانی‏‌های فرعی هستند. افزون‌براین، سریسیت و اپیدوت از کانی‌های ثانویه هستند (شکل‌های 3- A و 3- B). در مونزوگرانیت‌های دگرریخت‌شده، نشانه‌هایی از دگرریختی (مانند: پورفیروکلاست کرنشی در بلورهای ارتوکلاز (شکل 3- C)، برگوارگی C-S (شکل 3- C) و جایگیری بلورهای بیوتیت در راستای آن) دیده می‌شوند که نشان‌دهندة دگرریختی آنها در حالت شکل‏‌پذیر هستند. دربرابر آنها، در مونزوگرانیت‌های نادگرریخت، شکستگی و ماکل‏‌های ثانویه در بلورهای پلاژیوکلاز نشان‌دهندة دگرریختی شکنا در این سنگ‌هاست.


 

 

 

 

 

 

و

ه

0.2mm

0.2mm

0.2mm

0.2mm

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از توده‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات (شمال‌باختری تکاب): A) نمای کلی از واحد مونزوگرانیت دگرریخت‏‌شده؛ B) نمای کلی از واحد مونزوگرانیت نادگرریخت؛ C) نمای کلی از برگوارگی S-C و پورفیروکلاست کرنشی در واحد مونزوگرانیت دگرریخت‌شده؛ D) واحد تونالیت و ماکل ثانویه در پلاژیوکلاز؛ E) ماکل شطرنجی پلاژیوکلاز در واحد تونالیت؛ F) واحد گرانودیوریت (نام اختصاری کانی‏‌ها از Whitney و Evans (2010): کوارتز: Qz؛ پلاژیوکلاز: Plg؛ بیوتیت: Bt؛ مسکوویت: Ms؛ ارتوکلاز: Or؛ اسفن: Spn؛ هورنبلند: Hbl)

 

 

- تونالیت: رخنمون واحد لوکوکرات هم‌تیپ دوران در بخش باختری توده پیچاقچی و شمال کمپلکس سورسات (رخنمون‏‌های باختر کوه شاخ‌شاخ) دیده می‌شود. در نمونه دستی به رنگ سفید (لوکوکرات) و متوسط دانه است. بیشتر این سنگ‏‌ها بافت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل گرانولار همراه با بافت‏‌های فرعی (مانند: پویی‌کیلیتیک و پرتیت) دارند. پلاژیوکلاز (60-70 درصدحجمی)، کوارتز (30-35 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی و آلکالی‏‌فلدسپار، زیرکن و اسفن از کانی‏‌های فرعی این سنگ‌ها هستند (شکل 3- D). افزون‌براین، سریسیت از کانی‌های ثانویه است. از ویژگی‏‌های مهم این دسته از سنگ‌ها، داشتن پلاژیوکلاز با ماکل شطرنجی است (شکل 3- E). به گفتة More و Liou (1979) در اینباره، در هنگام دگرسانی سدیک با افزوده‌شدن Na+ به ساختمان کانی‏‌هایی مانند پلاژیوکلاز و پتاسیم‏‌فلدسپار، نوعی پلاژیوکلاز سدیک با بافت میکروسکوپی ویژه پدید می‌آید. هریک از بخش‏‌های شطرنج حالتی همانند مربع نامنظم دارد. همچنین، نشانه‌های دگرریختی (مانند: شکستگی و ماکل ثانویه در پلاژیوکلاز) نشان‌دهندة دگرریختی در حالت شکنا در این گروه سنگی است (شکل 3- D).

 

تودة نفوذی با سن کرتاسه بالایی-پالئوسن

- گرانودیوریت: بخش خاوری توده پیچاقچی با سن تقریبی 20/74 میلیون سال پیش (Kholghi Khasraghi and Vossoughi Abedini, 2004) و توده‏‌های حمزه‌قاسم و شمال‌باختری خانقلی ترکیب گرانودیوریت دارند. این واحد به رنگ خاکستری روشن (مزوکرات) و ریز تا متوسط دانه هستند. بافت‌های نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل گرانولار، پویی‌کیلیتیک، میرمکیت و زونینگ در پلاژیوکلاز به‌ترتیب از بافت‏‌های این سنگ‌ها هستند. کوارتز (40-45 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (30-40 درصدحجمی)، آلکالی‏‌فلدسپار (10-20 درصدحجمی) و بیوتیت (10-15 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی و آمفیبول و زیرکن از کانی‏‌های فرعی و همچنین، کلریت و سریسیت از کانی‏‌های ثانویه به‌شمار می‌روند (شکل 3- F؛ 4- A). در این واحد سنگی، انکلاوهای ریزدانه با ترکیب کوارتزدیوریت و کانی‏‌شناسی هورنبلند، پلاژیوکلاز، بیوتیت و کانی‏‌های فرعیِ آلکالی‏‌فلدسپار و اسفن و بافت اینترگرانولار نیز دیده می‏‌شوند.

 

تودة‏‌ نفوذی با سن پالئوسن

- مونزودیوریت: توده‏‌های مونزودیوریتی ترکه‏‌دره با سن 2/7±59 میلیون سال پیش (Jamshidi Badr et al., 2013) و خانقلی در بخش‏‌های جنوب و جنوب‌باختری منطقه بررسی‌شده جای گرفته‏‌اند. این واحد با رنگ خاکستری تیره (مزوکرات)، ریزدانه همراه با جهت‏‌یافتگی کانی‏‌های تیره در نمونة دستی دیده می‌شود. افزون‌براین، ریزساختارها و پدیده‏‌های پدیدآمده از دگرریختی در این واحد در مقیاس میکروسکوپی نیز به‌خوبی دیده می‌شوند. بافت اصلی این دسته از سنگ‌ها، نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل گرانولار است. در نمونه‏‌های دگرریخت‌شده، بافت‌ پورفیروکلاستیک و بافت‏‌های فرعی شامل پویی‌کیلیتیک و میرمکیت دیده می‌شوند. برپایة پیدایش بافت میرمکیت در محل‏‌های تمرکز تنش، میرمکیت‏‌های گزارش‌شده از نوع میرمکیت‏‌های ماگمایی نیستند و در دستة میرمکیت‏‌های پدیدآمده از تنش دسته‏‌بندی کرد. برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و این نکته که کمتر از 50 درصدحجمی سنگ دچار کاهش اندازة دانه شده است، نمونه‏‌های دگرریخت‌شده این واحد در دستة پروتومیلونیت دسته‏‌بندی می‌شوند. پلاژیوکلاز (40-50 درصدحجمی)، آمفیبول (20-25 درصدحجمی)، آلکالی‏‌فلدسپار (15-20 درصدحجمی)، بیوتیت (10-15 درصدحجمی)، پیروکسن (8-12 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی و کوارتز، اسفن، کانی کدر و زیرکن از کانی‏‌های فرعی و کلریت و سریسیت از کانی‏‌های ثانویه هستند (شکل 4- B). در این بخش، انکلاوهای ریزدانه با ترکیبی همانند ترکیب کانی‌شناسی سنگ میزبان و بافت‏‌های اینترگرانولار و پویی‌کیلیتیک نیز دیده می‏‌شوند. نشانه‌های دگرریختی (مانند: آمفیبول ماهی‏‌گون (شکل 4- C)، پورفیروکلاست کرنشی (شکل 4- D)) نشان‌دهندة دگرریختی شکل‏‌پذیر در این توده‏‌ها هستند.

 

دایک‏‌های گابرویی و دیوریتی

- هورنبلندگابرو: رخنمون این واحد به‌صورت دایک‏‌هایی با ترکیب هورنبلند گابرو در توده ترکه‏‌دره است که به‌رنگ سبز تیره (ملانوکرات)، ریزدانه با بافت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل گرانولار دیده می‏‌شود. پلاژیوکلاز (40- 45 درصد حجمی)، هورنبلند (35-40 درصد حجمی) و کلینوپیروکسن (15-20 درصد حجمی) از کانی‏‌های اصلی و اسفن، آلکالی فلدسپار و بیوتیت از کانی‏‌های فرعی هستند (شکل 4- E).

- کوارتزدیوریت: به‌صورت دایک در توده پیچاقچی رخنمون دارد و به رنگ خاکستری تیره (مزوکرات)، ریز دانه با بافت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل گرانولار است. پلاژیوکلاز (~ 45-55 درصدحجمی)، هورنبلند (35-40 درصدحجمی)، بیوتیت (10-15 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی و آلکالی‏‌فلدسپار، کوارتز و اسفن از کانی‏‌های فرعی این سنگ‌ها هستند (شکل 4- F).

 

 

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از توده‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات (شمال‌باختری تکاب): A) واحد گرانودیوریت و بافت زونینگ در پلاژیوکلاز؛ B) واحد مونزودیوریت؛ C) آمفیبول ماهی‏‌گون در مونزودیوریت؛ D) پورفیروکلاست کرنشی در مونزودیوریت؛ E) هورنبلندگابرو؛ F) نمایی از کوارتزدیوریت (نام اختصاری کانی‏‌ها همانند شکل 3)

 

 

زمین‌شیمی

برای رده‏‌بندی زمین‌شیمیایی نمونه‏‌های برداشت‌شده، نمودارهای رده‏‌بندی شیمیایی مجموع قلیایی (Na2O+K2O) دربرابر SiO2 و نمودار نورماتیو CIPW (جدول 1) Ab-An-Or، به‌کار برده شدند (شکل‌های 5- A و 5- B).


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی به روش ICP-OES و ICP-MS برای اکسید عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) به‌همراه مقدار نورم به‌دست‌آمده به روش CIPW برای توده‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات (شمال‌باختری تکاب) (Pich: پیچاقچی؛ Turk: ترکه‌دره؛ Khan: خانقلی؛ E-khan: خاور خانقلی؛ Ghare: قره‌زاغ؛ Shakh: شاخ‌شاخ؛ Ouch: اوچ‌دره؛ H-Gh: حمزه‌قاسم)

Rock Type

Gabbro

Diorite

Monzodiorite

Granodiorite

Location

Turk

Pich

Turk

Khan

Khan

Khan

Khan

Khan

Turk

E-khan

Turk

Pich

Sample No.

IR-T-C11

IR-T-C6

IR-T-C10

IR-T-D2

IR-T-D3

IR-T-D5

IR-T-D9E

IR-T-D9H

IR-T-A13

IR-T-A6

IR-T-A15

IR-T-C1

SiO2

50.54

54.27

58.9

62.21

59.94

61.04

58.1

61.19

59.4

70.35

73.48

70.35

Al2O3

12

13.48

16.66

17.04

17.28

17.38

18.58

16.74

16.99

16.55

13.67

15.86

Fe2O3

8.89

6.11

5.08

4.48

4.94

4.64

4.62

4.62

5.13

1.31

1.07

1.9

FeO

7.99

5.49

4.57

4.03

4.44

4.17

4.15

4.15

4.61

1.18

0.96

1.71

CaO

11.62

7.39

4.17

4.4

4.82

4.5

5.08

5.07

4.99

2.84

0.86

2.78

MgO

7.86

9.48

2.66

2.48

2.99

2.59

2.51

2.85

3.37

0.54

0.3

0.8

Na2O

2.9

3.55

4.91

5.41

5.29

5.32

5.5

5.25

5.3

5.42

4

4.77

K2O

0.97

1.93

4.14

3.43

3.01

3.31

2.03

2.39

2.57

1.36

4.07

2.42

TiO2

1.7

0.87

1.17

0.88

0.92

0.91

0.86

0.97

1.13

0.19

0.16

0.24

MnO

0.14

0.1

0.06

0.06

0.07

0.07

0.06

0.07

0.07

0.02

0.02

0.03

P2O5

0.52

0.33

0.59

0.45

0.53

0.56

0.28

0.56

0.61

0.06

0.06

0.09

BaO

0.05

0.13

0.13

0.15

0.14

0.14

0.09

0.13

0.14

0.13

0.09

0.1

Cr2O3

0.03

0.08

<0.01

<0.01

0.01

0.01

<0.01

<0.01

0.01

<0.01

<0.01

<0.01

SrO

0.11

0.13

0.14

0.18

0.18

0.18

0.16

0.18

0.19

0.11

0.05

0.1

LOI

1.71

1.46

0.5

0.43

0.62

0.42

0.62

0.75

0.62

0.41

0.54

0.54

Total

99.05

99.32

99.11

101.66

100.77

100.84

98.488

100.8

100.55

99.299

98.37

99.999

Ba

513.7

1317.6

1424

1482

1434

1453.7

873.7

1252

1189

1144

917.7

998.2

Rb

23.2

43.5

122.8

74.1

54

64

49.5

41.7

42.7

35.9

90

58.2

Sr

963.6

1082.3

1207

1501

1485

1495

1281

1412

1504

880.6

459.4

896.2

Zr

120

89

239

130

133

129

128

134

118

69

93

109

Nb

25.7

17.5

56.2

37.6

32

36

13.6

36

42.7

4.5

10.3

10.1

Ni

119.2

223

36.5

32.1

40.7

34.7

12.4

40.9

47

4

2.5

10

Co

36.8

32.7

15.4

13

15.3

13

13

14.1

14.8

2.4

2.1

3.7

Cr

198

583

60

70

84

74

33

64

72

34

50

33

Y

15.8

11.7

12.5

9.7

9.4

9.5

6.5

9.6

9.8

4

2.8

4.5

U

1.98

1.38

2.38

1.72

1.65

1.75

1.58

2.25

1.54

0.92

1.29

1.4

Cs

0.81

1.6

2.19

1.22

1.18

1.28

1.31

0.91

0.95

1.74

1.6

1.37

Ta

1

0.7

1.2

1.5

0.8

0.9

0.9

1

1.1

1

1.1

1.1

Hf

3.7

3

6.9

3.7

3.6

3.7

3.9

3.7

3

2.4

3.1

3.7

Th

5.97

7.42

10.33

7.05

5.51

6.51

6

6.73

8.14

2.67

7.75

6.82

Ga

16.7

17

22.4

20.4

20.8

20.5

21

20

19.8

16

19.2

19.5

Sn

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

V

177

121

105

90

84

88

73

80

89

15

13

20

W

1

<1

1

1

1

1

<1

<1

2

1

1

2

Sc

36.7

20.6

7.9

6.6

6.8

6.6

6.6

7.8

7.5

2.2

1.3

2.4

La

47.9

41.5

78.4

69

62

65

39.8

65.8

61.1

10.4

17.4

23.4

Ce

92.5

81.4

138.5

119.1

107.6

112.6

70.8

114.7

108.6

19.9

26.6

40.5

Pr

10.7

9.4

14.35

12.17

11.11

12.11

7.52

11.83

11.19

2.03

2.46

4.08

Nd

41.3

35.6

47.7

41.6

37.7

42.7

26.1

39.6

37.9

6.9

7.9

13.6

Sm

7.22

6.08

6.82

5.86

5.46

5.66

4.03

5.43

5.46

1.33

1.28

2.09

Eu

2.27

1.9

2.04

1.86

1.91

1.88

1.37

1.86

1.75

0.59

0.39

0.75

Gd

5.97

4.35

5.2

4.38

4.12

4.22

2.86

4.24

4.17

0.99

0.93

1.57

Tb

0.7

0.53

0.56

0.46

0.44

0.32

0.33

0.47

0.45

0.14

0.1

0.18

Dy

3.74

2.6

2.8

2.24

2.18

2.28

1.53

2.12

2.11

0.69

0.5

0.86

Ho

0.65

0.47

0.48

0.39

0.36

0.37

0.24

0.35

0.35

0.12

0.1

0.16

Er

1.76

1.3

1.41

1.12

1.05

1.15

0.71

1.05

0.94

0.38

0.29

0.47

Tm

0.21

0.16

0.19

0.16

0.13

0.14

0.07

0.15

0.13

0.07

0.05

0.07

Yb

1.23

1

1.13

0.78

0.77

0.78

0.5

0.82

0.67

0.37

0.31

0.42

Lu

0.18

0.15

0.15

0.11

0.11

0.11

0.07

0.11

0.11

0.06

0.05

0.06

Eu/Eu*

1.06

1.13

1.05

1.12

1.23

1.18

1.23

1.19

1.12

1.57

1.09

1.27

LaN/YbN

26.26

27.98

46.78

59.64

54.29

56.18

53.67

54.10

61.48

18.95

37.84

37.56

Mg#

63.66

75.45

50.92

52.31

54.53

52.52

51.84

55.00

56.55

44.96

35.71

45.48

Nb/Ta

25.70

25.00

46.83

25.07

40.00

40.00

15.11

36.00

38.82

4.50

9.36

9.18

Th/Ta

5.97

10.60

8.61

4.70

6.89

7.23

6.67

6.73

7.40

2.67

7.05

6.20

Rb/Sr

0.02

0.04

0.10

0.05

0.04

0.04

0.04

0.03

0.03

0.04

0.20

0.06

CIPW Norm:

Anorthite

16.86

15.15

11.19

12.08

14.51

13.77

20.01

15.05

14.98

13.70

3.88

13.20

Albite

24.54

30.04

41.55

45.78

44.76

45.02

46.54

44.42

44.85

45.86

33.85

40.36

Quartz

2.88

1.38

4.48

7.23

5.64

6.56

5.23

9.36

5.99

26.90

32.52

26.45

Orthoclase

5.73

11.41

24.47

20.27

17.79

19.56

12.00

14.12

15.19

8.04

24.05

14.30

Corundum

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.90

0.80

0.50


جدول 1- ادامه

Rock Type

Granodiorite

Monzogranite

Tonalite

Location

Pich

H-Gh

Pich

Ouch

Ghare

Ghare

Ghare

Ghare

Ghare

Pich

Shakh

pich

Sample No.

IR-T-C2

IR-T-D17

IR-T-D23

IR-T-C9

IR-T-D12

IR-T-D13

IR-T-D20

IR-T-D21

IR-T-D22

IR-T-C8

IR-T-B2

IR-T-C5

SiO2

66.24

70.89

70.36

78.7

78.3

79.21

76.61

76.08

75.99

83.36

73.33

73.78

Al2O3

17.26

16.17

16.49

12.4

12.74

11.7

12.84

12.77

12.43

10.37

16.32

16.79

Fe2O3

2.44

1.2

2.03

0.71

1.28

0.93

0.96

0.67

0.7

0.66

0.3

0.18

FeO

2.19

1.08

1.82

0.64

1.15

0.84

0.86

0.60

0.63

0.59

0.27

0.16

CaO

3.33

2.38

2.4

0.6

0.6

0.27

0.64

0.96

0.25

0.15

0.12

0.37

MgO

1.22

0.52

0.88

0.08

0.11

0.24

0.09

0.25

0.07

0.01

0.02

0.01

Na2O

4.99

4.94

5.09

2.5

3.33

3.91

2.87

3.19

3.57

5.68

8.97

9.02

K2O

2.18

2.31

1.24

5.73

4.77

2.91

5.38

4.22

4.74

0.07

0.1

0.33

TiO2

0.37

0.19

0.27

0.07

0.08

0.04

0.06

0.13

0.04

0.05

0.32

0.26

MnO

0.03

0.01

0.02

<0.01

0.02

<0.01

0.02

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

P2O5

0.15

0.07

0.1

0.02

0.01

<0.01

0.02

0.03

0.03

<0.01

<0.01

0.01

BaO

0.12

0.12

0.1

0.03

0.02

<0.01

0.03

0.06

0.02

<0.01

<0.01

<0.01

Cr2O3

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

SrO

0.14

0.09

0.08

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

0.02

<0.01

<0.01

<0.01

0.01

LOI

0.3

0.43

0.66

0.33

0.28

0.42

0.46

0.41

0.23

0.13

0.29

0.17

Total

98.78

99.32

99.71

101

101.5

99.65

99.97

98.79

98.06

100.5

99.76

100.89

Ba

1033

1227

904.4

301

191

76

263.3

651.5

175.7

8.9

4.8

35.4

Rb

50.2

59.5

32.8

188

246.3

115.3

212.6

113.2

207.8

0.7

2.2

3.8

Sr

1085

768.8

637.2

42.6

23.2

20.9

28.5

180.5

31

48.5

27.4

78.6

Zr

137

89

101

85

86

54

65

79

50

63

97

167

Nb

9.1

6.3

9.2

6.2

12.3

8.3

6.2

6.9

7.8

8.3

54.5

19.9

Ni

15.1

1.9

7

1

1.5

2.3

1.3

1.6

1.4

2.4

1

1.2

Co

5.8

2.2

3.7

0.6

0.8

0.5

1.2

0.6

0.7

1.5

0.2

0.1

Cr

38

22

32

30

31

35

23

30

20

46

31

20

Y

4.8

2.2

7.2

32.3

67.3

56.8

40.1

27.8

45.9

17.7

29.5

37.6

U

1.23

1.13

3.32

2.39

2.7

2.86

2.07

1.53

1.71

1.57

1.94

1.48

Cs

1.24

2.28

1.16

3.01

5.19

1.22

2.82

1.22

2.33

0.07

0.17

0.03

Ta

1.1

0.8

0.6

0.8

1

0.4

1.1

0.7

0.8

0.7

1.9

1.5

Hf

3.9

2.7

3.6

4.2

3.9

3.6

2.8

3.4

2.7

3.7

5.3

5.9

Th

5.51

4.44

6.5

8.02

10.73

7.23

8.51

9.26

7.04

4.85

6.81

4.05

Ga

19.5

20.3

17.9

14.8

17.7

16.7

16.7

16.3

17.2

14.4

37.2

10.7

Sn

<5

<5

<5

<5

<5

6

<5

<5

11

<5

9

<5

V

29

13

18

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

15

<10

W

<1

<1

<1

<1

1

2

1

<1

1

<1

6

3

Sc

3.2

1.6

3.4

2.9

6.5

5.2

2.9

4.5

3.9

2.7

7.9

0.3

La

29.1

23

29.7

27.2

32

15.9

20.2

29.4

19.4

13.9

0.5

6.5

Ce

50

37.2

51.6

58.3

73.5

38.5

43.9

61.5

44.5

28.5

1.4

14.2

Pr

4.98

3.53

5.22

7.11

9.09

4.79

5.37

6.87

5.37

3.97

0.17

1.65

Nd

17

11.5

17.1

25.2

32.7

17.8

19.3

25

20.2

15.6

0.9

6.1

Sm

2.63

1.79

2.72

5.88

8.07

4.96

4.81

5.44

5.51

3.77

0.51

1.57

Eu

0.89

0.74

0.84

0.43

0.25

0.16

0.36

0.64

0.2

0.14

0.04

0.15

Gd

2

1.18

2.16

5.33

8.54

5.79

5.15

4.86

5.87

3.52

1.61

2.83

Tb

0.21

0.11

0.25

0.91

1.65

1.2

0.97

0.78

1.17

0.56

0.46

0.72

Dy

1.01

0.49

1.42

5.88

11.68

9.32

6.88

5.31

8.31

3.56

3.9

6.09

Ho

0.17

0.08

0.27

1.19

2.44

2.04

1.47

1.07

1.7

0.69

0.91

1.33

Er

0.53

0.25

0.82

3.76

7.76

6.62

4.55

3.27

5.32

2.02

2.9

4.13

Tm

0.07

0.03

0.12

0.59

1.18

1.01

0.7

0.51

0.79

0.31

0.47

0.69

Yb

0.41

0.16

0.8

3.76

7.39

6.66

4.22

2.96

4.96

2.01

3.42

4.52

Lu

0.06

0.03

0.14

0.56

1.09

1

0.64

0.45

0.74

0.3

0.49

0.64

Eu/Eu*

1.19

1.56

1.06

0.23

0.09

0.09

0.22

0.38

0.11

0.12

0.13

0.22

LaN/YbN

47.85

96.92

25.03

4.88

2.92

1.61

3.23

6.70

2.64

0.66

0.10

0.97

Mg#

49.77

46.20

46.20

18.25

14.55

33.83

15.67

42.51

16.54

2.91

11.67

9.92

Nb/Ta

8.27

7.88

15.33

7.75

12.30

20.75

5.64

9.86

9.75

11.86

28.68

13.27

Th/Ta

5.01

5.55

10.83

10.03

10.73

18.08

7.74

13.23

8.80

6.93

3.58

2.70

Rb/Sr

0.05

0.08

0.05

4.42

10.62

5.52

7.46

0.63

6.70

0.01

0.08

0.05

CIPW Norm:

Anorthite

15.54

11.35

11.30

2.85

2.91

1.34

3.04

4.57

1.04

0.74

1.84

0.60

Albite

42.22

41.80

43.10

21.20

28.20

33.10

24.30

26.99

30.20

48.06

76.40

75.90

Quartz

20.34

27.64

29.80

40.90

39.30

44.40

37.90

39.03

36.50

49.72

19.23

20.49

Orthoclase

12.88

13.65

7.33

33.90

28.20

17.20

31.80

24.94

28.00

0.41

1.80

0.59

Corundum

0.99

1.38

2.65

1.01

1.03

1.62

1.17

1.28

1.04

0.67

0.90

0.66

 


 

 

شکل 5- ترکیب توده‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات (شمال‌باختری تکاب) در: A) نمودار SiO2 دربرابر مجموع قلیایی (Na2O+K2O) (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار Ab-An-Or (O’Connor, 1965)؛ C) نمودار شناسایی سری ماگمایی AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ D) نمودار تغییر نسبت‏‌های مولکولی A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)

 

 

در نمودار پیشنهادیِ Middlemost (1994)، نمونه‏‌ها در محدوده گابرو، دیوریت‏‌گابرویی، مونزونیت و گرانیت جای گرفته‏‌اند (شکل 5- A). همچنین، در نمودار Ab-An-Or، نمونه‏‌ها در محدوده گرانیت، گرانودیوریت و ترنجمیت رسم شده‏‌اند (شکل 5- B). داده‌های به‌دست‌آمده از این نمودار با بررسی‌های سنگ‏‌نگاری همخوانی خوبی دارند؛ اما در نمودار Ab-An-Or، نمونه‏‌های تونالیت در محدوده ترنجمیت جای گرفته‌اند. به باور More و Liou (1997)، این جابه‏‌جایی پیامد دگرسانی سدیک است که در پی آن مقداری Na+ به ساختمان کانی‏‌هایی مانند پلاژیوکلاز افزوده می‌شود. این پدیده با بافت میکروسکوپی ویژه‌ای در بلورهای پلاژیوکلاز واحد تونالیت (پیدایش بخش‏‌های شطرنجی در بلورهای پلاژیوکلاز برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری سنگ‌نگاری؛ شکل 3- E) دیده می‌شود. برای بررسی سری ماگمایی نمودار AFM به‌کار برده شد. در این نمودار، همة نمونه‏‌ها در محدوده سری کالک‏‌آلکالن هستند (شکل 5- C). در نمودار تغییرات نسبت‏‌های مولکولی Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) دربرابر Al2O3/(Na2O+K2O) (یا A/CNK دربرابر A/NK)، نمونه‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت و مونزودیوریت در محدوده متاآلومین و نمونه‏‌های مونزوگرانیت، گرانودیوریت و تونالیت در محدوده پرآلومین جای گرفته‌اند (شکل 5- D).

برپایة نمودارهای A/CNK دربرابر A/NK (شکل 5- D) و A/CNK دربرابر SiO2 و نمودار Na2O دربرابر K2O (شکل‌های 6- A و 6- B)، نمونه‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت، گرانودیوریت و تونالیت در محدوده تیپ I و نمونه‏‌های مونزوگرانیت در محدوده تیپ S جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 6- ترکیب توده‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات (شمال‌باختری تکاب) در: A) نمودار SiO2 دربرابر A/CNK (Chappell and White, 1974)؛ B) نمودار K2O دربرابر Na2O (White and Chappell, 1983) برای شناسایی گرانیت نوع I و S و مقایسه گرانیتوییدهای بررسی‌شده با گرانیت‏‌های لاخلان. (نمادها همانند شکل 5 هستند)

 

 

فرایندهای ماگمایی، پهنه زمین‌ساختی و خاستگاه

برای بررسی نقش فرایندهای ماگمایی (مانند: جدایش بلورین، آمیختگی ماگمایی و هضم یا آلایش ماگمایی) نمودارهای TiO2 دربرابر SiO2 (شکل 7- A)، Th/Yb دربرابر SiO2 (شکل 7- B) و Rb/Sr دربرابر Ti/Zr (شکل 7- C) به‌کار برده شدند. برپایة این نمودارها، فرایند جدایش بلورین همراه با هضم و آلایش برای توده‏‌های مونزودیوریتی، فرایند ذوب‏‌بخشی در مونزوگرانیت، فرایند ذوب‏‌بخشی همراه با آمیختگی و آلایش ماگمایی در گرانودیوریت‏‌ها و فرایند ذوب‏‌بخشی برای دسته تونالیت‏‌ها از مهم‌ترین فرایند‌های تاثیر‏‌گذار در پیدایش آنها بوده است.

 

 

 

 

 

شکل 7- ترکیب توده‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات (شمال‌باختری تکاب) در: A) نمودارهای TiO2 دربرابر SiO2 (Koepke et al., 2007)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Th/Yb (Pearce et al., 1999)؛ C) نمودار Rb/Sr دربرابر Ti/Zr (Hollanda et al., 2003)؛ D) نمودار Zr دربرابر Y (Muller and Groves, 1997)؛ E) نمودار پیشنهادیِ Verma و همکاران (2012) برای بررسی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما؛ F) نمودار Rb/Sr دربرابر Rb/Ba (Sylvester, 1998) برای بررسی سنگ‌مادر خاستگاه

 

 

برای شناسایی خاستگاه زمین‏‌ساختی، نخست نمودار Y دربرابر Zr (شکل 7- D) به‌کار برده شد. در این نمودار همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده مرتبط با کمان جای گرفته‌اند. همچنین، در نمودار شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش گرانیتوییدها برپایة عنصرهای اصلی (شکل 7- E)، نمونه‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت، گرانودیوریت و تونالیت در محدوده کمان ماگمایی و نمونه‏‌های مونزوگرانیت در محدوده برخورد در مرز فعال قاره‌ای رسم شده‌اند. افزون‌براین، برای شناسایی نوع سنگ‌مادر خاستگاه، نمودار Rb/Sr دربرابر Rb/Ba به‌کاربرده شد. در این نمودار، نمونه‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت و گرانودیوریت در محدوده بازالت، نمونه‏‌های تونالیت در محدوده بازالت تا متاگری‌وک و نمونه‏‌های مونزوگرانیت بیشتر در بخش خاستگاه سرشار از رس و محدوده پلیت‌ها جای گرفته‌اند (شکل 7- F). برای پیشنهاد الگویی پذیرفتنی از ذوب، معادله‌های Shaw (1970) و نمودارهای ذوب Aldanmaz و همکاران (2006) و الگوی تلفیقی از McKenzie و O'Nions (1991، 1995) به‌کار برده شدند. در نمودار La/Yb دربرابر Zr/Nb، روند غنی‏‌شدگی خاستگاه به‌همراه منحنی‏‌های ذوب دسته‏‌ای برای گارنت لرزولیت تا 5% و اسپینل لرزولیت تا 2%، در درجه‌های گوناگون ذوب نمایش داده شده است (شکل 8- A).

 

 

 

شکل 8- ترکیب توده‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات (شمال‌باختری تکاب) در: A) نمودار La/Yb دربرابر Zr/Nb (Aldanmaz et al., 2006)؛ B) نمودار Rb-Sr برای بررسی ژرفای پیدایش نمونه‏‌ها (Condie, 1973)

 

 

برپایة این نمودار، نمونه‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت و مونزودیوریت در محدوده گارنت لرزولیت با نرخ ذوب‏‌بخشی 1%، گرانودیوریت در محدوده گارنت لرزولیت با نرخ ذوب‏‌بخشی نزدیک به 2% و نمونه‏‌های مونزوگرانیت و تونالیت در محدوده اسپینل لرزولیت جای گرفته‌اند.

 

بررسی ژرفای پیدایش گرانیتوییدهای سورسات

در نمودار دوتایی Sr دربرابر Rb (شکل 8- B)، نمونه‏‌های مونزودیوریت در محدوده ژرفای بیش از 30 کیلومتر، گرانودیوریت‏‌ و مونزوگرانیت‏‌ها در ژرفای نزدیک 20-30 کیلومتر و تونالیت‏‌ها در ژرفای کمتر از 20 کیلومتر پدید آمده‌اند. پس نمونه‏‌های تونالیت دربرابر نمونه‏‌های مونزودیوریت، گرانودیوریت و مونزوگرانیت، در ژرفای کمتری پدید آمده‌اند. افزون‌براین، نسبت Rb/Sr برپایة افزایش آن در درجه‌های بالای جدایش بلوری، شاخص جدایش بلوری ماگمایی به‌شمار می‌رود. در این نمودار، نسبت Rb/Sr در نمونه‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت، گرانودیوریت و تونالیت برابربا 3/0- 1/0> است و این نکته نشان‌دهندة جدایش این سنگ‌ها از مذاب‏‌های کمتر تحول‌یافته است. نمونه‏‌های مونزوگرانیت با نسبت Rb/Sr برابربا 10 از مذاب‏‌های گرانیتی تحول‌یافته جدا شده‏‌اند. همچنین، سوگیری نمونه‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت و گرانودیوریت در راستای موازی با جدایش هورنبلند و همچنین، جای‌گرفتن نمونه‏‌های تونالیتی و مونزوگرانیت در راستای کمابیش موازی با روند جدایش پلاژیوکلاز، نقش جدایش این دو کانی در پیدایش واحد‏‌های سنگی یادشده را نشان می‏‌دهند.

 

نمودارهای عنکبوتی

در نمودار عنکبوتی (چندعنصری) گرانیتوییدهای بررسی‌شده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ Thompson (1982) برای کندریت بهنجار شده‏‌اند (شکل‌های 9- A، 9- C و 9- E). در این نمودارها، میزان عنصرهای LILE (Rb، Th) دربرابر HFSE (Y، Yb، Sm، Zr، Hf، Ta، Nb) در واحدهای گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت و گرانودیوریت غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل‌های 9- A و 9- C). در این نمودار، آنومالی عنصرهایی مانند Nb، Ti و Ba دیده می‌شود (شکل‌های 9 –A و 9- C). به باور Foley و Wheller (1990)، تهی‏‌شدگی از این عنصرها نشان‌دهندة پیدایش در پهنة وابسته به فرورانش است. افزون‌براین، در نمودار عنکبوتی، نمونه‏‌های مونزوگرانیت آنومالی منفی Nb، Ba، P و Ti و غنی‌شدگی از Rb، Th و K دارند (شکل 9 –C) که از ویژگی‌های مذاب‏‌های پوسته‏‌ای است.

نسبت Th/Ta نسبت ارزشمندی برای بررسی پهنة زمین‌ساختی و خاستگاه پیدایش ماگماست؛ زیرا این دو عنصر در هنگام رویداد فرایندهای ذوب و تبلور رفتارهای همانندی دارند (Joron and Treuil, 1977). نسبت اندک Th/Ta (نزدیک به 1/2) نشان‌دهندة پهنة زمین‌ساختی کششی (مانند: پهنه‏‌های گسترش کف اقیانوس یا ماگماتیسم درون صفحه‏‌ای) است (Joron and Treuil, 1977)؛ اما نسبت Th/Ta بالا نشان‌دهندة پیدایش ماکما در پهنة زمین‌ساختی مرزهای همگرا و پهنه‌های فرورانش است (Joron and Treuil, 1977). این نسبت در گرانیتوییدهای بررسی‌شده از 7/2 تا 08/18 در تغییر است (جدول 1) و نشان‌دهندة ارتباط نمونه‏‌های بررسی‌شده با محیط فرورانش است. آنومالی منفی Ti پیامد جدایش کانی‏‌های تیتانیم‌دار (مانند: اسفن) و آنومالی منفی P پیامد جدایش کانی آپاتیت است (شکل‌های 9- A، 9- C و 9- E).

الگوی فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب (REE) دربرابر ترکیب پیشنهادیِ Boyenton (1984) برای کندریت بهنجار شده است (شکل‌های 9- B، 9- D و 9- F). در این نمودار، شیب تغییرات عنصرهای REE برای سنگ‌های گابرویی، کوارتزدیوریتی، مونزودیوریتی و گرانودیوریتی به‌صورت 9/96-9/18LaN/YbN= است (جدول 1). این مقدارهای عددیِ شیب نمودار نشان‌دهندة غنی‌شدگی از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) و وابستگی نمونه‏‌های بررسی‌شده به سری کالک‏‌آلکالن هستند. افزون‌براین، روند کاهشی فراوانی HREE (شکل 9- B)، همانند محل پراکندگی نمونه‏‌ها در نمودار شکل 8- A، نشان‌دهندة گارنت‌داربودن ناحیه خاستگاهِ این واحد‏‌های نفوذی است.

دربرابر، شیب نمودار REE در واحد‏‌های مونزوگرانیت و تونالیت به‌ترتیب برابربا LaN/YbN= 7/6-61/1 و LaN/YbN= 97/0-1/0 (جدول 1) است. این مقدارها گویای غنی‌شدگی ضعیف HREE دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین یا HREE و الگوهای مسطح برای آنهاست (شکل‌های 9- D و 9- F). غنی‏‌شدگی ضعیف LREE دربرابر HREE و الگوی مسطح عنصرهای خاکی کمیاب سنگین، نشان‌دهندة نبود گارنت در ناحیه خاستگاه است.

 

 

 

 

 

شکل 9- A، C و E) نمودارهای عنکبوتی تغییرات فراوانی عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Thompson, 1982) برای نمونه‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت و گرانودیوریت (A)، نمونه‏‌های مونزوگرانیت (C) و تونالیت (E)؛ B، D و F) الگو‏‌های عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Boyenton, 1984) برای نمونه‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت و گرانودیوریت (B)، نمونه‏‌های مونزوگرانیت (D) و نمونه‏‌های تونالیت (F) (نمادها همانند شکل 8)


 

 

در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب، میزان عددی عنصر Eu در واحد‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت و گرانودیوریت آنومالی مثبت (57/1-05/1=*Eu/Eu) نشان می‌دهد. در واحدهای مونزوگرانیت و تونالیت، میزان عددی آنومالی منفی Eu به‌ترتیب برابربا 23/0-09/0 و 22/0-12/0 (جدول 1) است (شکل‌های 9- B، 9- D و 9- F). وجود آنومالی منفی Eu در واحد مونزوگرانیت و تونالیت نشان‌دهندة جدایش بلوری فلدسپار در هنگام تبلور ماگماست (Tepper et al., 1993)؛ اما حضور آمفیبول آنومالی مثبت Eu در واحد‏‌های گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت و گرانودیوریت را در پی دارد (Henderson, 1984).

ایزوتوپ‏‌های Sr و Nd

داده‏‌های اولیه استرانسیم و نئودمیم برپایة سن گزارش‌شده برای گرانیتوییدهای بررسی‌شده تصحیح سنی شدند (جدول 2). میزان نسبت 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd اولیه برای نمونه مونزودیوریتی توده ترکه‏‌دره برابربا 70448/0 و 512632/0 و مقدار εNd میزان 12/0- است (شکل 10؛ جدول 2). میزان نسبت 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd اولیه برای نمونه گرانودیوریتی توده پیچاقچی برابربا 70529/0 و 512493/0، همچنین، مقدار εNd برابر 82/2- است (شکل 10).

 

 

 

شکل 10- جایگاه ترکیبی نمونه‏‌های مونزودیوریت، مونزوگرانیت و گرانودیوریت در نمودار i))87Sr/86Sr دربرابر εNd (برگرفته از Fourcade (1998)

 

 

افزون‌براین، میزان نسبت 87Sr/87Sr و 143Nd/144Nd اولیه برای نمونه مونزوگرانیت (دگرریخت و نادگرریخت) قره‏‌زاغ برابربا944760/0، 879276/0، 512293/0 و 512299/0 و میزان εNd برابر 71/6- و 61/6- است (شکل 10؛ جدول 2).

مقدارهای یادشده نشان‌دهندة جدایش نمونه‏‌های مونزوگرانیت از خاستگاهی پوسته‏‌ای و نمونه‏‌های مونزودیوریت و گرانودیوریت از ماگمایی با خاستگاه گوشته و پوسته قاره‏‌ای هستند که در آنجا مذاب‏‌های گوشته‏‌ای بالایی، با مقدارهای کمتر منفی یا مثبت εNd با مذاب‏‌های جداشده از پوسته با مقدارهای منفی εNd آمیختگی یا آلایش یافته‏‌اند.


 

 

جدول 2- داده‏‌های ایزوتوپی استرانسیم و نئودیمیم برای نمونه‏‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات (شمال‌باختری تکاب)

Rock Type

Monzodiorite

Granodiotite

Monzogranite

Monzogranite

Sample No.

IR-T-A13

IR-T-C2

IR-T-D12

IR-T-D20

Age(Ma)

59±7.2

74.2

543±6

537±8

Method

(U-Pb)

(K-Ar)

(U-Pb)

(U-Pb)

Reference

Jamshidi Badr et al. (2013)

Kholghi Khasraghi and Vossoughi Abedini (2008)

Jamshidi Badr et al. (2013)

Jamshidi Badr et al. (2013)

Rb(ppm)

42.7

50.2

246.3

212.6

Sr(ppm)

1084.6

1504.3

23.2

28.5

Error (±2s)

0.000015

0.000014

0.000026

0.000026

87Sr/86Sr

0.704478

0.705292

0.944760

0.879276

87Sr/86Sr(i)

0.70448

0.70529

0.94452

0.87911

87Rb/86Sr

0.114

0.097

31.424

21.942

Nd(ppm)

37.9

17

32.7

19.3

Sm(ppm)

5.46

2.63

8.07

4.81

Error (±2s)

0.000011

0.000014

0.000012

0.000009

143Nd/144Nd

0.512632

0.512494

0.512294

0.512299

143Nd/144Nd(i)

0.512632

0.512494

0.512293

0.512298

εNd

-0.12

-2.82

-6.71

-6.61

(143Nd/144Nd) CHUR

0.512637928

0.512637905

0.512637301

0.512637309

(147Sm/144Nd) CHUR

0.1967

0.1967

0.1967

0.1967

146Nd/144Nd

0.722287587

0.722287587

0.722287587

0.722287587

147Sm/144Nd

0.087069

0.093498

0.149143

0.150614

TDM (Ga)

0.62

0.83

2.01

2.05

 

 

نمونه‏‌های مونزوگرانیت مقدارهای 87Sr/86Sr اولیه بالاتری دربرابر بخش‌های پوسته بالایی دارند. این مقدارهای بالا شاید پیامد ازدست‌دادن Rb هنگام فرایند دگرسانی کانی‏‌های سرشار از Rb (مانند: بیوتیت و آلکالی‏‌فلدسپارها) است (Azizi et al., 2016). به باور Chappell و White (1974)، میزان نسبت 87Sr/86Sr اولیه در گرانیت‏‌های نوع I از 704/0 تا 706/0 متغیر است؛ اما در گرانیت‏‌های تیپ S این نسبت بیشتر از 708/0 است. این نکته نشان‌دهندة تیپ I‌ برای نمونه‏‌های مونزودیوریت‏‌ و گرانودیوریت‏‌ و تیپ S‌ برای نمونه‏‌های مونزوگرانیت‏‌ است (جدول 2).

 

بحث

ویژگی‌های خاستگاه و پیدایش توده‏‌های گرانیتوییدی کمپلکس سورسات

برپایة نمودارهای زمین‌شیمیایی برای دسته‏‌بندی گرانیت‏‌های I وS (شکل‌های 4- D و 5- A و 5- B)، واحدهای نفوذی با ترکیب گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت، گرانودیوریت و تونالیت در محدوده تیپ I و نمونه‏‌های مونزوگرانیت در محدوده تیپ S رسم می‏‌شوند؛ اما افزون‌بر آنها نکته‌های دیگری را نیز در رده‏‌بندی گرانیتوییدهای بررسی‌شده باید به یاد داشت و در ادامه به آنها پرداخته می‌شود. برای نمونه، از دیدگاه کانی‏‌شناسی، پیدایش کانی مسکوویت در توده‏‌های مونزوگرانیتی خاوری قره‏‌زاغ و اوچ‏‌دره و از دیدگاه زمین‌شیمیایی، نسبت A/CNK بیشتر از 1/1 و مقدارهای کروندم نورماتیو بیشتر از 1 (جدول 1). افزون‌براین، نسبت 87Sr/86Sr اولیه در نمونه‏‌های مونزوگرانیت برابربا 94476/0 و 879276/0 (جدول 2) است که برپایة رده‏‌بندی Kleemann و Twist (1989)، از ویژگی‏‌های گرانیت‏‌های تیپ S هستند؛ اما برپایة رده‏‌بندی Kleemann و Twist (1989) در واحدهای مونزودیوریت، گرانودیوریت و تونالیت، مقدارهای بالای کانی هورنبلند (تنها در مونزودیوریت و گرانودیوریت)، نبود کانی مسکوویت، درصد A/CNK کمتر از 1/1، مقدارهای کرندوم نورماتیو کمتر از 1 (جدول 1) و نسبت 87Sr/86Sr اولیه در واحد مونزودیوریت و گرانودیوریت (که به‌ترتیب برابربا 70448/0 و 70529/0 است) (جدول 2) از ویژگی‌های گرانیت‏‌های تیپ I هستند.

برپایة داده‏‌های ایزوتوپی، میزان نسبت 87Sr/86Sr اولیه و εNd در توده‏‌های مونزودیوریتی به‌ترتیب برابربا 70448/0 و 12/0- هستند (جدول 2). این داده‌ها نشان‌دهندة حضور مواد گوشته‏‌ای در ماگمای سازندة این توده‏‌ها هستند. گرانیتوییدهای سازندة این توده‏‌ها از نوع I، با میزان سیلیس برابربا 2/62-1/58 درصدوزنی، مقدارهای بالای عدد منیزیم یا Mg# برابربا 5/56-9/50، مقدارهای بالای Ni برابربا 47-1/32 ppm هستند (جدول 1). افزون‌براین، میانگین نسبت Nb/Ta در ماگمای جداشده از گوشته برابر 5/17 و برای نمونه‏‌های پوسته‏‌ای این نسبت برابر 11-12 است (Green, 1995). میانگین این نسبت برای نمونه‏‌های مونزودیوریتی ترکه‏‌دره و خانقلی برابر 6/17 است (جدول 1). همچنین، کانی‏‌شناسی و الگوهای چندعنصری و عنصرهای خاکی کمیاب که کاملاً همانند انکلاو و میزبان مونزودیوریتی هستند (شکل‌های 8 –A و 8- B) همگی نشان‌دهندة پیدایش توده‏‌های گرانیتوییدی خانقلی و ترکه‏‌دره از ماگمایی جداشده از گوشته هستند. این ماگما هنگام بالاآمدن دچار آلایش پوسته‏‌ای شده است. انکلاوهای درون آن نیز از نوع حاشیه انجماد سریع هستند.

در واحد گرانودیوریتی وجود انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، میزان نسبت 87Sr/86Sr اولیه و εNd به‌ترتیب برابربا 70529/0 و 82/2- (جدول 2) و از نوع I بودن، میزان سیلیس برابربا 4/73-2/66 درصدوزنی و جای‌گرفتن در محدوده بالاتر از گروه مونزودیوریت‏‌ها با مقدارهای میانگین عدد منیزیم برابربا 2/46-7/35، مقدارهای میانگین تا کم از عنصر Ni برابربا 1/15-9/1 ppm و میانگین نسبت Nb/Ta برابربا 3/13 همگی نشان‌دهندة آمیختگی ماگمای جداشده از گوشته با ماگمای پدیدآمده از ذوب پوسته است (جدول 1).

افزون‌براین، در واحد مونزوگرانیت، میزان بسیار بالای نسبت 87Sr/86Sr اولیه برابربا 94476/0 و 879276/0 و مقدارهای منفی εNd برابربا 71/6- و 61/6- (جدول 2)، از نوع S، میزان بالای سیلیس برابربا 2/79- 9/75 درصدوزنی، مقدارهای کم عدد منیزیم (42-5/14) و میانگین نسبت Nb/Ta برابربا 11 همگی نشان‌دهندة جداشدن این واحد سنگی از مذابی پوسته‏‌ای است (جدول1).

 

تونالیت- ترنجمیت- گرانودیوریت‏‌ها (TTGs)

در ارتباط با سازوکار پیدایش و سنگ‌زایی تونالیت– ترنجمیت- گرانودیوریت‏‌ها (TTGs) دو دیدگاه کلی پیشنهاد شده است: (1) ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورانده‌شده در مرزی همگرا با مقدارهای بالای عدد منیزیم Mg#، Cr و Ni (Smithies et al., 2003; Kamber et al., 2002; Foley et al., 2002; Drummond and Defand, 1990; Martin, 1986, 1999) به‌واسطة تبادل میان مذاب جداشده از صفحه فرورانده با گوة گوشته‏‌ای در هنگام بالاآمدن (Rapp et al., 1999)؛ (2) ذوب‌بخشی پوستة مافیک ضخیم‌شده و یا بازالت‏‌های زیرصفحه‏‌ای با مقدارهای کم عدد منیزیم، Cr و Ni (Smithies et al., 2009; Condie, 2005; Petford and Atherton, 1996; Atherton and Petford, 1993). به باور de Almeida و همکاران (2011)، گرانیت‏‌های (TTG) به سه گروه رده‌بندی می‌شوند: گروه نخست با نسبت‏‌های La/Yb، Sr/Y و Nb/Ta بالا، از ماگمایی در شرایط فشار بالا (>1.5 GPa) و در حضور آمفیبول و گارنت در ناحیه خاستگاه، پدید آمده‌اند. گروه دوم با نسبت‏‌های La/Yb، Sr/Y و Nb/Ta میانگین، از ماگمایی در شرایط فشار میانگین (1-1.5 GPa)، اما از خاستگاهی در محدوده پایداری گارنت جدا شده‏‌اند. گروه سوم با نسبت‏‌های La/Yb، Sr/Y و Nb/Ta کم، از ماگمایی در شرایط فشار کم (نزدیک به یک GPa) از خاستگاهی آمفیبولیتی با حضور پلاژیوکلاز در ناحیه خاستگاه، جدا شده‏‌اند. گروه نخست و دوم گرانیت‏‌های (TTG) هستند که الگوهای REE جدایش‌یافته، با مقدارهای Sr و Eu بالا دارند و نشان‌دهندة ذوب در حضور آمفیبول و گارنت (HREE و Y بالا) هستند؛ یا اینکه تکامل ماگما با جدایش بلوری گارنت و آمفیبول کنترل می‏‌شود. دربرابر آنها، دسته سوم گرانیت‏‌های (TTG) الگوهای REE کمتر جدایش‌یافته با مقدارهای HREE و Y بالا و مقدارهای Sr، Eu کم دارند.

برپایة مقدارهای کم عدد منیزیم (6/11- 9/2)، Cr (ppm 46-20)، Ni (ppm 4/2-1( (جدول 1)، جایگاه نمونه‏‌های تونالیت در نمودارهای SiO2 دربرابر Ni (شکل 11- A)، Yb دربرابر La/Yb، Sr/Y دربرابر La/Yb، La/Yb دربرابر Nb/Yb (شکل‌های 11- B، 11- C و 11- D) و الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب (REE) کمتر جدایش‌یافته و دربرابر مقدارهای HREE بالا و آنومالی منفی Eu (شکل 9- F)، نمونه‏‌های (TTG) بررسی‌شده در دسته سوم با مقدارهای La/Yb کم جای گرفته‌اند که از ذوب پوسته مافیک ضخیم‌شده یا بازالت‏‌های زیرصفحه‏‌ای در ژرفا و فشار کم با حضور پلاژیوکلاز در ناحیه خاستگاه پدید آمده‌اند. رویدادهای گرمایی، برای نمونه، شکستن ورقة فرورونده (Break off) و بالاآمدگی گوشته سست‌کره‌ای یا پلومی گوشته‏‌ای ماگمایی را پدید خواهد آورد که گرمای لازم برای ذوب پوسته آمفیبولیتی آرکئن و پیدایش ماگمای تونالیتی را فراهم کرده است.


 

 

 

شکل 11- A) نمودار SiO2 دربرابر Ni (Wang et al., 2006) برای شناسایی خاستگاه نمونه‏‌های تونالیت کمپلکس سورسات؛ B، C و D) نمودار Yb دربرابر La/Yb، نمودار Sr/Y دربرابر La/Yb و نمودار Nb/Yb دربرابر La/Yb (de Almeida et al., 2011) برای رده‏‌بندی تونالیت- ترنجمیت- گرانودیوریت‏‌های منطقه (TTG) (نمادها همانند شکل 8(


 

 

نتیجه‌گیری

کمپلکس سورسات در شمال‌باختری پهنه ساختاری سنندج– سیرجان جای دارد و دربردارندة گرانیتوییدهایی با ترکیب هورنبلند‏‌گابرو، کوارتزدیوریت، مونزودیوریت (با سن 2/7 ±59 میلیون سال پیش)، گرانودیوریت (با سن 20/74 میلیون سال پیش)، مونزوگرانیت دگرریخت و نادگرریخت (با سن 6±543 و 537±8 میلیون سال پیش) و تونالیت (لوکوگرانیت هم‌تیپ دوران) است. برپایة نمودارهای زمین‌شیمیایی، گرانیتوییدهای توده‏‌های خانقلی و ترکه‏‌دره از نوع I با سرشت متاآلومین و کالک‏‌آلکالن هستند. این سنگ‌ها در محدودة کمان ماگمایی (VAG) و مرز فعال قاره‌ای از ماگمایی پدید آمده‌اند که از گوشته‌ای که دچار فرایندهای هضم و آلایش پوسته‏‌ای شده جدا شده‌اند. توده‏‌های پیچاقچی، شمال‏‌خاوری خانقلی و حمزه‏‌قاسم، همراه با انکلاو مافیک ریزدانه، از نوع I با سرشت متاآلومین تا پرآلومین و کالک‏‌آلکالن هستند. این سنگ‌ها در محدوده کمان ماگمایی (VAG) در مرز فعال قاره‌ای و در پی فرایند آمیختگی ماگمای جداشده از گوشته با مذاب پدیدآمده از ذوب پوسته پدید آمده‌اند. برپایة نمودارهای زمین‌شیمیایی، مونزوگرانیت‏‌های دگرریخت و نادگرریخت قره‏‌زاغ و اوچ‏‌دره، از نوع S با سرشت پرآلومین و کالک‏‌آلکالن هستند. این سنگ‌ها در پی ضخیم‏‌شدگی و کوتاه‏‌شدگی ناشی از برخورد و ذوب متاپلیت‏‌ها پدید آمده‏‌اند. دستة تونالیت‌ها از نوع I با سرشت کالک‏‌آلکالن و پرآلومین و پیامد ذوب پوستة آمفیبولیتی هستند. پیدایش این سنگ‌ها نشانة ذوب پوسته مافیک ضخیم‌شده یا بازالت‏‌های زیر‏‌صفحه‏‌ای در ژرفا و فشار کم با حضور پلاژیوکلاز در ناحیه خاستگاه پیدایش است. پس در کل، در کمپلکس سورسات، توده‏‌های مونزودیوریت (خانقلی، ترکه‏‌دره)، گرانودیوریت (پیچاقچی، حمزه‏‌قاسم و شمال‌خاوری خانقلی) در ارتباط با فرورانش اقیانوسی نئوتتیس و نمونه‏‌های تونالیت (باختر پیچاقچی و شمال کمپلکس سورسات) و مونزوگرانیت (اوچ‏‌دره و قره‏‌زاغ) در ارتباط با فرورانش و بسته‌شدن اقیانوس پروتوتتیس میان ایران مرکزی و صفحه عربی هستند.

Aldanmaz, E., Koprubasi, N., Gurer, O.F., Kaymakci, N. and Gournaud, A. (2006) Geochemical constraints on the Cenozoic, OIB-type alkaline volcanic rocks of NW Turkey: Implications for mantle sources and melting processes. Lithos 86: 50–76.

Atherton, M. P. and Petford, N. (1993) Generation of sodiumrich magmas from newly underplated basaltic crust. Nature 362(6416): 144–146.

Azizi, H., Mohammadi, K., Asahara, Y., Tsuboi, M., Daneshvar, N. and Mehrabi, B. (2016) Strongly peraluminous leucogranite (Ebrahim-Attar granite) asevidence for extensional tectonic regime in the Cretaceous, SanandajSirjan zone, northwest Iran. Chemie der Erde 76: 529–541.

Boyenton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson P.) Elsevier 63114.

Chappell, B. J. and White, A. J. R. (1974) Two Contrasting Granite Types, Pac. Geology 8: 173-174.

Condie, K. C. (1973) Archean magmatism and crustal thickening. Geological Society of America 84: 2981-2991.

Condie, K. C. (2005) TTGs and adakites: are they both slab melts?. Lithos 80(1–4): 33–44.

de Almeida, Jd. A. C., Agnola, R. D., de Oliveira, M. A., Macambira, M. J. B., Pimentel, M. M., Rämö, O. T., Guimarães, F. V. and da Silva Leite, A. A. (2011) Zircon geochronology, geochemistry and origin of the TTG suites of the Rio Maria granite-greenstone terrane: Implications for the growth of the Archean crust of the Carajás province, Brazil. Precambrian Research 187: 201-221.

Drummond, M. S. and Defant, M. J. (1990) A model for Trondhjemite-Tonalite-Dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern comparisons. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 95(B13): 21503–21521.

Foley, S. F. and Wheller, G. E. (1990) Parallels in the origin of geochemical signatures of island arc volcanic and continental potassic igneous rocks: the role of residual titanites. Chemical Geology 85: 1-18.

Foley, S., Tiepolo, M. and Vannucci, R. (2002) Growth of early continental crust controlled by melting of amphibolite in subduction zones. Nature 417: 837–840.

Fourcade, S. (1998) Les isotopes: effect isotopiques, base de radiogeochimie. In: Introduction a la geochimies et ses applications (Eds. Hagemann G. and Treuil M.) Paris, CEA, 195265.

Green, T. H. (1995) Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system. Chemical Geology 120(3–4): 347–359.

Hassanzadeh, J. and Wernicke, B. (2016) The Neotethyan Sanandaj-Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin-arc transitions. Tectonics 35(3): 586-621.

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

Hollanda, M. H. B. M., Pimentel, M. M. and Jardim de Sá, E. F. (2003) Paleoproterozoic subduction related metasomatic signatures in the lithospheric mantle beneath NE Brazil: inferences from trace element and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of Neoproterozoic high-K igneous rocks. Journal of South American Earth Sciences 17: 885-900.

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

Jamshidi Badr, M., Collins, A.S. and Masoudi, F. (2013) The U-Pb age, geochemistry and tectonic signifiance of granitoids in the Soursat Complex, Northwest Iran. Turkish Journal of Earth Sciences 22: 1-31.

Joron, J. L. and Treuil, M. (1977) Utilisation des proprietes des elements fortement hygromagmatophiles pour l'etude de la composition chimique et de heterogeneite ḋu manteaux. Bulletin de La Societe' Geologique France 20: 1197-1205.

Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144(1): 38–56.

Kholghi Khasraghi, M.H. (1994) Quadrangle Geological Map of Shahin Dezh, Scale 1:100,000. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Kholghi Khasraghi, M. H. and Vossoughi Abedini, M. (2004) Origin, petrogenesis and radiometric age dating of pichagchi batholite, North West Iran.Irnian Journal of  Geosciences 11(49-50): 78-89 (in Persian).

Kleemann, G. J. and Twist, D. (1989) The compositionally-zoned sheet like granite pluton of the Bushveld complex: evidence bearing on the nature of A-type magmatism. Journal of petrology 30: 1383-1414.

Koepke, J., Berndt, J., Feig, S. T. and Holtz, F. (2007) The formation of SiO2-rich melts within the deep oceaninc crystal by hydrous partial melting of gabbros. Contributions to Mineralogy and Petrology 158: 99-111.

Martin, H. (1986) Effect of steeper Archean geothermal gradient on geochemistry of subduction-zone magmas. Geology 14(9): 753–756.

Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46(3): 411–429.

McKenzie, D. P. and O'Nions, R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth element concentrations. Petrology 32: 1021-1991.

McKenzie, D. P. and O'Nions, R. K. (1995) The source regions of Ocean Island Basalts. Petrology 36: 133-159.

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

Míková, J, and Denková, P. (2007) Modified chromatographic separation scheme for Sr and Nd isotope analysis in geological silicate samples. Journal of Geosciences 52: 221–226.

Modjarrad, M., Moazzen, M. and Moayyed, M. (2008) Genesis and partial melting rate of eastern Shahindezh alkaline gabbro. 15th Symposium of Crystallography and Mineralogy of Iran, Mashhad Ferdowsi University 85-88 (in Persian).

More, D. E. and Liou, J. G. (1979) Chessboard twinned albite from Franciscan metaconglomerate of the Diablo Range, California. American Mineralogist 64: 329-336.

Muller, D. and Groves, D. I., (1997) Potassic igneous rocks and associated gold copper mineralization. Lecture Notes in Earth Sciense, 56.

Nutman, A. P., Mohajjel, M., Bennett, V. C. and Fergusson, C. L. (2014) Gondwanan Eoarchean–Neoproterozoic ancient crustal material in Iran and Turkey: zircon U–Pb–Hf isotopic evidence. Canadian Journal of Earth Sciences 51(3): 272-285

O’Connor J. T. (1965) A classifications of quartz-rich igeneous rocks based on feldspar ratios. U.S. Geological Survey Professional Paper 525-B: 79-84

Pearce, J. A., Kempton, P. D., Nowell, G. M. and Noble, S. R. (1999) Hf-Nd elements and isotope perspective on the nature and provenance of mantle and subduction components in western Pacific arcbasin systems. Journal of Petrology 40: 1579-1611.

Petford, N. and Atherton, M. (1996) Na-rich partial melts from newly underplated basaltic crust: the Cordillera Blanca Batholith, Peru. Journal of Petrology 37(6): 1491–1521.

Rapp, R. P., Shimizu, N., Norman, M. D. and Applegate, G. S. (1999) Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constraints at 3.8 GPa. Chemical Geology 160(4): 335–356.

Shahabpour, J. (1994) Post-mineralization breccia dike from the Sar Cheshmeh porphyry copper porphyry system, Kerman, Iran. Exploration and Mining Geology 3: 39–343.

Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks. Their Genesis, Composition, Classification, and their Relation to Ore-Deposits with a Chapter on Meteorite. New York, Wiley & Sons.

Shaw, D. M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta 34: 237-243.

Smithies, R. H., Champion, D. C. and Van Kranendonk, M. J. (2009) Formation of Paleoarchean continental crust through infracrustal melting of enriched basalt. Earth and Planetary Science Letters 281(3–4): 298–306.

Smithies, R. H., Champion, D. C. and Cassidy, K. F. (2003) Formation of Earth’s early Archaean continental crust. Precambrian Research 127(1–3): 89–101.

Sylvester, P. J. (1998) Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos 45(1-4): 29-44.

Tepper, J. H., Nelson, B. K., Bergantz, G. W. and Irving, A. J. (1993) Petrology of the Chilliwack batholith, north Cascades, Washington:generation of calcalkaline granitoids by melting of mafic lower crust with variable water fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 333-351.

Thompson, A. B. (1982) Magmatism of the Bristish Tertiary Volcanic Province. Scottlandian Journal of Geology 18: 50-107.

Verma, S. K., Pandarinath, K. and Verma, S. P. (2012) Statistical evaluation of tectonomagmatic discrimination diagrams for granitic rocks and proposal of new discriminant-function-based multi-dimensional diagrams for acid rocks. International Geology Review 54(3): 325-347.

Wang, Q., Xu, J. F., Jian, P., Bao, Z. W., Zhao, Z. H., Li, C. F., Xiong, X. L. and Ma, J. L. (2006) Petrogenesis of adakitic porphyries in an extensional tectonic setting, dexing, South China: implications for the genesis of porphyry copper mineralization. Journal of Petrology 47(1): 119–144.

White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1983) Granitoid type and their distribution in the Lachlan Fold Belt. Southeastern Australia. Geological Society of American. Memorial 159: 21-34.

Withney, D. and Evans, W. D. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.