Document Type : Original Article
Author
همدان- خیابان شهید فهمیده- دانشگاه بوعلی سینا- گروه زمین شناسی
Abstract
Keywords
مقدمه
مطالعه تودههای نفوذی گرانیتوئیدی در کلیه محیطهای تکتونیکی از اهمیت فوقالعادهای برخوردار هستند. مطالعه این تودهها که سازندگان اصلی کمربندهای کوهزایی هستند، در محیطهای همگرا جایگاه و اعتبار ویژهای دارند، زیرا که تعیین سرشت ماگمای سازنده آنها در بررسیها و مطالعات ژئودینامیک پوسته این مناطق بسیار مهم و ارزشمند است. تودههای نفوذی گرانیتوئیدی و یا به‌عبارتی، باتولیتهای گرانیتوئیدی از گوناگونی ترکیبی گستردهای برخوردارند. به اعتقاد Altherr و همکاران (2000) عوامل متعدد زیر در این گوناگونی ترکیبی بیش از هر عامل دیگری مؤثرند:
الف) ترکیبات متفاوت ناحیه منشأ؛
ب) شرایط متغیر ذوب؛
ج) واکنشهای شیمیایی و فیزیکی پیچیده بین ماگماهای فلسیک و مافیک؛
د) آلایش پوستهای.
از سوی بسیاری از محققان (Wolf and Wyllie, 1994; Rapp, 1995; Rapp and Watson, 1995; Patin˜o Douce, 1996; Patin˜o Douce and Beard, 1996) برای مثال ذوب بدون آب بخشهای مستعد پوسته قارهای در دمای 780 درجه سانتیگراد منجر به تشکیل ماگماهای کالکآلکالن تونالیتی تا گرانیتی میگردد. این دما در کمربندهای کوهزایی در رژیمهای تکتونیکی همگرا بین 850 تا 600 درجه سانتیگراد است (Chapman, 1986).
حضور ماگماهای مافیک، اعم از دیوریتهای گابرویی و یا گابروها، به‌صورت تودههای مجزا و یا حتی انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در سنگهای میزبان فلسیکتر در این محیطها، از وجود ماگماهای مافیک گوشتهای حکایت دارد که با افزایش دما، در ناحیه پوسته، سنگهای این ناحیه را ذوب کرده و ماگماهایی با ترکیب دیوریتی- گرانیتی را به‌وجود آوردهاند. تودههای مورد بررسی در این مقاله، بخشی از مجموعه پلوتونیک قروه هستند. این مجموعه در کمربند کوهزادی زاگرس، در پهنه سنندج- سیرجان (Stocklin, 1968) قرار دارد. این پهنه تکتونیکی از فرورانش و برخورد صفحة عربی و خرده قارة ایران مرکزی در زمان کرتاسه پایانی تا ترشیری شکل گرفته است (Berberian and King, 1981; Mohajjel and Fergusson, 2000; Ghasemi and Talbot, 2005) تودههای مورد مطالعه ترکیب گرانودیوریتی، گرانیتی و دیوریتی دارندکه در جنوب قروه، در 80 کیلومتری شمال‌غرب همدان، نفوذ کردهاند. پیش از این، پتروگرافی و پترولوژی مجموعه پلوتونیک جنوب قروه از سوی مؤلف و همکاران (1387) بررسی شده، لیکن با تکیه ویژه بر دادههای ژئوشیمیایی سنگ کل، با استفاده از تجزیههای دقیق‌تر و جامع‌تر کنونی، این مقاله سعی میکند که منشأ ماگماهای سازندة این تودهها را مشخص نماید. با این‌حال، توصیف صحرایی و مطالعات پتروگرافی جزییتر تودههای مورد مطالعه را ضروری دانسته، به این موارد نیز اشارهای خواهد شد.
زمینشناسی منطقه مورد مطالعه
حرکات کوهزایی و عملکرد حرارتی فازهای مختلف ماگمایی مجموعه پلوتونیک قروه که تودههای مورد نظر در این مقاله جزیی از آن هستند، از جمله عواملی هستند که مطالعه زمینشناسی منطقه را، به‌سبب به‌همریختگی ساختار اولیه رسوبی و چینهشناسی و تبلور مجدد سنگ‌ها (به‌ویژه آهکها)، با دشواری همراه نموده است. با این حال، تریاس قدیمی‌ترین واحد چینهشناسی این منطقه است. رسوبات تریاس از دولومیت کاملاً بلورین و خردشده تشکیل شده است. روی این واحد چینهای را شیل، شیست و ولکانیکهای مشابه با سازند شمشک در البرز ایران مرکزی، به سن ژوراسیک، میپوشاند.
آخرین توالی رسوبی به‌ظاهر پیوسته مزوزوئیک- ترشیری ، شیلها و ماسه سنگهای دارای عدسیهای آهکی به‌همراه سنگهای آتشفشانی هستند که به‌طور همساز بر روی رسوبات کرتاسه بالا- پالئوسن قرار دارند. این واحدها همگی از حادثه دگرشکلی و دگرگونی مرتبط با واقعه مهم تکتونیکی باز و بسته شدن اقیانوس تتیس جوان در مزوزوئیک- ترشیری متأثر شدهاند. دگرگونی در این منطقه در حد رخساره آمفیبولیت است و دگرگونی مجاورتی حاصل از نفوذ مجموعه پلوتونیک قروه در سنگ‌هایی که قبلاً در مزوزوئیک متحمل دگرگونی ناحیهای شده بودند، تا رخساره پیروکسن هورنفلس (حریری، 1374) پیش رفته است.
منطقه مورد مطالعه به‌سبب قرار گرفتن در پهنه فعال و نا آرام تکتونیکی سنندج- سیرجان دارای گسل‌ها و درزههای بسیاری است (شکل 1).
به اعتقاد حسینی (1376) تحت تأثیر رخدادهای تکتونیکی کوهزایی کیمیرین میانی سه نوع دگرشکلی، به ترتیب زمان وقوع، به‌صورت چینهای کوچک مقیاس و تورق، چینخوردگی تورق و چینهای نسل اول و بالاخره ساخت ورقهای (فولیاسیون) منظم و فراگیر در سنگهای دگرگونی و تشکیل چینهایی که سطح محوری آنها با جهت فولیاسیون فوق همخوانی دارد، به‌وجود آمدهاند.
شکل 1- نقشه زمینشناسی ساده شده تودههای نفوذی مورد مطالعه (مرزبندی بر اساس حسینی، 1376).
روش انجام پژوهش
پس از جمعآوری و بررسی اطلاعات، گزارش‌ها و نقشه‌های مربوط به منطقه، بررسی روابط صحرایی در قالب موارد زیر انجام گرفت:
1- شناسایی تودههای نفوذی با ترکیب مختلف و برداشتهای زمینشناسی در ارتباط با نوع تماس، وجود و عدم وجود تغییرات بین محل تماس تودهها و غیره؛
2- نمونهبرداری بیش از 100 نمونه از تودههای مختلف؛
3- تهیه مقاطع نازک از نمونههای واحدهای نفوذی برای مطالعات پتروگرافی نمونهها؛
4- انتخاب 19 نمونه از سنگ‌ها جهت مطالعات ژئوشیمیایی و ارسال آنها به آزمایشگاه ژئوآنالیتیکال دانشگاه واشنگتن (امریکا) به‌منظور تجزیه سنگکل برای تعیین مقادیر عناصر اصلی، کمیاب و نادر خاکی. این نمونهها که همگی در این آزمایشگاه با هاون آگات پودر گردیده بودند، به روشهای XRF و ICP-MS تجزیه شدند.
دادههای تجزیه برای عناصر (SiO2، TiO2، Al2O3، MgO، Fe2O3، MnO، CaO، Na2O، K2O، P2O5، Ba، Rb، Sr، Ga، Nb، Hf، Zr، Y، Th، U، Cr، Ni، Sc، V، Cu، Pb، Zn، La، Ce و Nd) با استفاده از دستگاه اسپکترومتر فلوئورسانس اشعه ایکس (XRF) انجام شده است. درعین‌حال، عناصر ( Sm، Eu، Gd، Tb، Dy، Ho، Er، Tm، Yb و Lu) به‌روش ICP-MS با دستگاه طیف‌سنج مدلSCIEX ELAN 250 تجزیه شدهاند. حد آشکارسازی غلظت برای عناصر اصلی 01/0 تا 1/0 درصد وزنی و برای عناصر کمیاب و نادر خاکی ppm 10 است. استانداردهای مورد استفاده شامل BCR-P، MON-01 و GMP-01 هستند.
روابط صحرایی و پتروگرافی
مجموعه پلوتونیک قروه که در رخنمون دو بعدی ان‌ایزوتروپ، بیضی شکل و دارای کشیدگی در امتداد NW-SE است، از واحدهای مختلف سنگی تشکیل شده است. همان‌گونه که اشاره شد، این مقاله بر مطالعه واحدهای گرانیتوئیدی (گرانودیوریتی، گرانیتی) و دیوریتی متمرکز شده است. واحد دیوریتی، سازنده اصلی ارتفاعات کوه دروازه است، در شمال واحدهای گرانیتوئیدی قرار دارد و واحدهای گرانودیوریت و گرانیت ارتفاعات پریشان و بدر را به‌وجود آورده است. مرز بین واحدها کاملاً مشخص و ناگهانی است و فاقد هرگونه حاشیه واکنشی و تغییرات تدریجی در لیتولوژی و نوع سنگ است (شکل 1).
واحد دیوریت
این واحد به‌صورت استوک و تودههای نفوذی کوچک و پراکنده رخنمون دارد. همبری این نفوذی‌ها با سنگ دربرگیرنده در اکثر جاها کاملاً تیز و واضح است. در بخش عمدهای از واحد دیوریتی که در شمال منطقه مورد مطالعه برونزد دارد، ساخت ورقهای مشخصی مشاهده میشود. به‌لحاظ ضریب رنگینی مزوکرات تا ملانوکرات است و از ساخت گرانولار تا پورفیروئیدی برخوردار است. طیف سنگشناسی این واحد شامل دیوریت- گابرویی، دیوریت، کوارتز- دیوریت، کوارتز مونزودیوریت و مونزونیت است. سنگهای واحد دیوریتی دارای ترکیب کانیشناسی مودال زیر هستند: پلاژیوکلاز (% 25-59)، آمفیبول (% 17-21)، بیوتیت (% 2-7)، کوارتز (% 2-14)، آلکالیفلدسپار (% 15-6) و به‌ندرت پیروکسن. زیرکن، آپاتیت و اکسیدهای فلزی کانیهای جزیی محسوب می‌شوند (شکل a2). بافت این سنگ‌ها دانهای (گرانولار) است، اما گاهی بلورهای درشت پلاژیوکلاز (mm 5-3) بافت پورفیروئیدی را به نمایش میگذارد. بلورهای نسبتاً درشت پلاژیوکلاز نیمهشکلدار تا شکلدار بوده، از ساخت منطقهبندی (زونینگ) برخوردار هستند. آمفیبول این سنگ‌ها نیمهشکلدار و از نوع هورنبلند سبز است. اندازه بلورهای این کانی از ریز تا متوسط متغیر است. بلورهای درشت‌تر آمفیبول گاهی هسته‌هایی از پیروکسن را در خود جای داده که این حالت در بافت حاکی از آن است که پیروکسن در شرایط سولیدوس پایدار نبوده است (Anderson, 1984). کوارتز و آلکالیفلدسپار به‌صورت بینروزنهای (اینترستیتال) فضای بین پلاژیوکلاز و آمفیبول را پر نموده است.
واحد گرانودیوریت
این واحد سنگی به تبعیت از کشیدگی مجموعه پلوتونیک، به‌صورت توده بیضی مانندی در امتداد شمال غرب- جنوب شرق، برونزد دارد. سنگهای این واحد، بیشتر در بخش مرکزی و جنوبی منطقه جغرافیایی مورد نظر این مقاله قرار دارد. این واحد پیش از این با ترکیب مونزودیوریت معرفی شده بود (ترکیان و همکاران، 1387). ترکیب سنگشناسی واحد گرانودیوریت از تونالیت، مونزونیت کوارتزدار تا گرانودیوریت متغیر است. این سنگ‌ها متوسط تا درشت‌دانه، ساخت آنها دانهای نیمهشکلدار (هیپ‌ایدیومورفیکگرانولار) و ضریب رنگینی آنها متناسب با فراوانی کانیهای تیره (فرومنیزین) متفاوت است. ترکیب کانیشناسی مودال آنها را پلاژیوکلاز (%38-30)، هورنبلند سبز (% 22-10)، کوارتز (%14-20)، آلکالی فلدسپار (% 20-15) و بیوتیت (کمتر از %5) تشکیل داده است (شکل b2). زیرکن، آلانیت، آپاتیت، اسفن و مگنتیت کانیهای اصلی را همراهی میکنند. در این سنگ‌ها پلاژیوکلازها به‌صورت تیغه‌ای شکل (Lath)، نیمهشکلدار تا گاهی شکلدار، و به‌طول 3-1 میلی‌متر ظاهر می‌گردند. پلاژیوکلازها دارای ماکل آلبیت هستند و وجود ساخت منطقهبندی در آنها معمول و عادی است. بلورهای آلکالیفلدسپار بیشتر به‌صورت ارتوز پرتیتی هستند. آلکالی‌فلدسپارها در مجاورت با پلاژیوکلازها بافت میرمکیت تشکیل میدهند. بلورهای نیمهشکلدار تا شکلدار آمفیبول از نوع هورنبلند سبز با ترکیب شیمیایی منیزیوهورنبلند (ترکیان، 1387) است که گاهی ماکل کارلسباد بسیار جالبی را به نمایش می‌گذارند. این کانی در سنگ‌هایی که تحت‌تأثیر دگرسانی قرار گرفتهاند، به مجموعهای از بیوتیت، کلریت و اپیدوت و حتی پرهنیت تبدیل شده است.
واحد گرانیت
توده نفوذی کشیدهای که در جنوب منطقه مورد مطالعه قرار دارد، از ترکیب گرانیتی برخوردار است. آپوفیرهایی از این ترکیب در سنگهای دگرگونی مشاهده شده است. دامنه متغیر ترکیب کانیایی این واحد سنگی موجب گردیده که مجموعهای از سنگ‌هایی با ترکیب سینوگرانیت، مونزوگرانیت و آلکالیفلدسپار گرانیت در کنار یکدیگر یافت شوند. بیوتیت، زیرکن، آپاتیت، اسفن، آلانیت و اکسیدهای آهن به‌همراه کانیهای اصلی آلکالیفلدسپار، کوارتز و پلاژیوکلاز ترکیب کانیشناسی این سنگ‌ها را تشکیل میدهند (شکل c2).
گاهی هورنبلند به‌صورت بسیار جزیی در کنار بیوتیت‌ها مشاهده میشود. پلاژیوکلازها دارای ماکل آلبیت- کارلسباد و به‌صورت نیمهشکلدار متبلور شدهاند و گاهی آنها را نوارهایی از رورشدیهای آلکالیفلدسپار (پرتیت) احاطه کرده است. آلکالیفلدسپار عمدتاً شامل کانیهای ارتوز پرتیتی و میکروکلین است. بافت گرانولار معمول است، اما به‌طور محلی با وجود فلدسپار‌های نسبتاً درشت بلورتر، بافت پورفیروئیدی نیز در این سنگ‌ها شکل گرفته است. از دیگر بافت‌ها می‌توان به بافت را پاکیوی و آنتی‌راپاکیوی نیز اشاره نمود. کوارتز علاوه بر بلورهای درشت، گاهی به‌صورت ریزدانه با خاموشی موجی فواصل بین کانیهای بزرگ‌تر را پر کرده است.
|
شکل 2- تصاویر میکروسکوپی a) دیوریت، b) گرانودیوریت و c) گرانیت (P.P.L.). علائم اختصاری نام کانی‌ها از Kretz (1983) اقتباس گردیده است. |
ژئوشیمی
عناصر اصلی
دامنه محتوی SiO2 برای واحدهای دیوریت-گابرویی تا دیوریت (48-54 درصد) و گرانودیوریت و گرانیت (64-76 درصد) است (جدول 1). این مجموعه از نظر درجه اشباعی از آلومینا، در نمودار تغییرات A/CNK در مقابل A/NK در قلمرو گرانیتوئیدهای متاآلومین قرار دارد (ترکیان، 1387). تصویر نمونههای واحدهای سنگی دیوریتی و گرانودیوریتی- گرانیتی مورد مطالعه در نمودار AFM بیانگر ترکیب کالکآلکالن بودن آنهاست (شکل 3). دیوریتها در مرز بین سری کالکآلکالن متوسط تا کم پتاسیم و واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی از نوع کالکآلکالنهای متوسط پتاسیم هستند (شکل 4).
شکل 3- نمونههای واحدهای سنگی دیوریتی و گرانودیوریتی- گرانیتی مورد مطالعه در نمودار AFM که بیانگر ترکیب کالکآلکالن بودن آنها است. مرز جداکننده سریهای کالکآلکالن از تولئیتی بر اساس Irvine and Baragar (1971) ترسیم شده است.
شکل 4- نمودار K2O در مقابل سیلیس. نمونههای واحد دیوریتی در محدوده پتاسیم متوسط تا پتاسیم کم و سنگهای واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی در قلمرو کالکآلکالنهای متوسط پتاسیم قرار گرفتهاند [دادههای خطوط از Le Maitre (1989) و Rickwood (1989)]. علائم مانند شکل 3 است.
نمودارهای هارکر واحدهای مجموعه مورد مطالعه نشان میدهند که نمونهها فاقد همپوشانی هستند (شکل 5). MgO، Fe2O3،MnO، TiO2و CaO با افزایش محتوای سیلیس رو به کاهش می‌گذارند؛ در حالی‌که K2O با افزایش مقدار SiO2 روند افزایشی و Al2O3 و NaO2 زنگی شکل (Bell shape) هستند. این نمودارها نشان میدهند که بین واحدهای فلسیک (گرانودیوریت و گرانیت) ارتباط ژنتیکی برقرار است، در حالی‌که واحد دیوریت به نظر می‌رسد که از منشأ مختلفی سرچشمه گرفته و یا توسط فرآیند ماگمایی متفاوتی با آنچه که در تشکیل واحدهای فلسیک مؤثر بوده، تشکیل شده باشد (شکل 5).
عناصر کمیاب و نادر خاکی
نظیر آنچه که در عناصر اصلی اشاره شد، نمودارهای تغییرات عناصر کمیاب و نادر خاکی در مقابل SiO2(شکل 6) برای واحد دیوریتی منشأ یا فرآیند ماگمایی متفاوتی را پیشنهاد میکنند. فراوانی عناصر Cs، Th، U، La و Rb با افزایش محتوی سیلیس ماگما رو به فزونی میگذارد، در حالی‌که عناصر Ni، Cr و Sr کاهش نشان میدهند (جدول 1). عناصر Nb و Ba منحنیهای زنگی شکل دارند. سیرکاهشی مقدار محتوی Sr در واحدهای دیوریتی و گرانودیوریت - گرانیتی حاکی از آن است که استرانسیم عنصری سازگار است و رفتار این عنصر بر نقش تفریق پلاژیوکلاز در تشکیل سنگهای مختلف این واحدها دلالت دارد، اما عنصر Ba رفتاری متفاوت داشته، به‌عنوان عنصری ناسازگار عمل میکند. در نمودار Ba در مقابل Sr/Nd نشان داده شده که نمونههای واحد دیوریتی در قلمروی Sr/Nd بالا - Ba پایین قرار میگیرند، در حالی‌که سایر واحدها دارای Sr/Nd پایین - Ba بالا هستند ( شکل a7). از طرف دیگر، روند پیوسته‌ای که از دیوریتهای دارای Sr بالا - Rb پایین و گرانودیوریت تا گرانیتهای با Sr پایین - Rb بالا وجود دارد، نکته ارزشمند پتروژنتیکی دیگری است که به روشنی از نمودار Rb در مقابل Sr قابل استنباط است (شکلb7). برای سنگهای واحدهای مورد مطالعه، نمودارهای عنکبوتی (شکل 8) و نمودار توزیع عناصر نادر خاکی (شکل 9) بهنجارسازی (نورمالیز) شده ترسیم گردیده است.
جدول1- ترکیب شیمیایی واحدهای دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی. (- ): به معنای عدم تعیین میزان عنصر، (†) به روش ICP-MS تجزیه شده است.
Mg#: molar 100*Mg/(MgO+FeOt); A/MF: molar Al2O3/ (MgO+FeOt); C/MF: molar CaO/ (MgO+FeOt) and K/N: molar K2O /Na2O.
|
نمونه |
گرانیت |
|
گرانودیوریت |
|
دیوریت تا دیوریت-گابروئی |
||||||||||||||||
|
(wt% ) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
SiO2 |
69.77 |
75.77 |
69.54 |
71.67 |
|
64.27 |
63.76 |
65.58 |
67.19 |
67.21 |
67.99 |
67.85 |
|
54.31 |
48.24 |
50.91 |
52.61 |
48.83 |
49.12 |
54.32 |
53.60 |
|
TiO2 |
0.34 |
0.15 |
0.24 |
0.26 |
|
1.13 |
0.61 |
0.936 |
0.60 |
0.37 |
0.30 |
0.63 |
|
1.625 |
1.411 |
1.263 |
1.716 |
1.616 |
1.626 |
1.124 |
0.942 |
|
Al2O3 |
14.26 |
13.49 |
14.71 |
14.02 |
|
15.68 |
16.36 |
15.12 |
15.59 |
15.17 |
15.4 |
15.21 |
|
16.12 |
16.81 |
16.8 |
15.72 |
15.78 |
15.85 |
16.74 |
16.99 |
|
FeOT |
3.03 |
0.71 |
2.01 |
1.93 |
|
4.84 |
5.02 |
4.41 |
1.92 |
3.03 |
2.84 |
3.13 |
|
8.10 |
9.29 |
8.53 |
9.29 |
10.43 |
10.50 |
7.28 |
6.67 |
|
MnO |
0.05 |
0.01 |
0.04 |
0.03 |
|
0.10 |
0.11 |
0.079 |
0.03 |
0.06 |
0.06 |
0.04 |
|
0.08 |
0.18 |
0.16 |
0.21 |
0.19 |
0.20 |
0.13 |
0.13 |
|
MgO |
0.51 |
0.19 |
0.14 |
0.30 |
|
1.45 |
0.75 |
0.95 |
0.89 |
0.89 |
0.31 |
0.73 |
|
3.53 |
7.32 |
6.51 |
4.97 |
7.41 |
7.43 |
5.30 |
5.30 |
|
CaO |
1.73 |
2.05 |
0.72 |
0.93 |
|
3.24 |
3.06 |
2.29 |
2.39 |
1.94 |
1.25 |
1.96 |
|
6.96 |
10.05 |
9.68 |
8.67 |
10.96 |
11.04 |
9.38 |
8.54 |
|
Na2O |
4.01 |
5.82 |
4.91 |
3.94 |
|
5.05 |
4.90 |
4.71 |
4.7 |
4.15 |
4.49 |
4.49 |
|
4.06 |
2.75 |
3.3 |
3.83 |
2.76 |
2.78 |
3.53 |
3.87 |
|
K2O |
4.52 |
0.68 |
5.43 |
4.82 |
|
2.94 |
3.02 |
4.30 |
5.01 |
4.89 |
5.28 |
4.44 |
|
2.90 |
1.34 |
1.13 |
1.23 |
0.58 |
0.58 |
0.59 |
1.07 |
|
P2O5 |
0.08 |
0.01 |
0.04 |
0.05 |
|
0.32 |
0.16 |
0.195 |
0.10 |
0.07 |
0.49 |
0.13 |
|
0.30 |
0.22 |
0.19 |
0.32 |
0.20 |
0.20 |
0.24 |
0.18 |
|
Total |
98.29 |
98.88 |
97.78 |
97.95 |
|
99.02 |
97.76 |
98.57 |
98.41 |
97.77 |
97.95 |
98.6 |
|
97.98 |
97.61 |
98.45 |
98.57 |
98.75 |
99.31 |
98.62 |
97.59 |
|
Mg# |
24.85 |
35.11 |
12.29 |
31.09 |
|
37.5 |
22.77 |
30.11 |
48.8 |
36.8 |
18.03 |
31.81 |
|
46.56 |
61.20 |
60.40 |
51.64 |
58.8 |
58.59 |
59.36 |
61.37 |
|
C/MF |
0.55 |
2.53 |
0.41 |
0.48 |
|
0.56 |
0.62 |
0.09 |
0.87 |
0.54 |
0.48 |
0.57 |
|
0.62 |
0.57 |
0.62 |
0.61 |
0.59 |
0.62 |
0.71 |
0.67 |
|
A/MF |
5.12 |
18.11 |
9.18 |
8.01 |
|
3 |
3.62 |
3.76 |
6.45 |
4.64 |
6.52 |
4.83 |
|
1.58 |
1.1 |
1.18 |
1.22 |
0.94 |
0.98 |
1.40 |
1.48 |
|
K/N |
0.74 |
0.1 |
0.73 |
0.8 |
|
0.38 |
0.2 |
0.60 |
0.73 |
0.78 |
0.77 |
0.65 |
|
0.47 |
0.32 |
0.23 |
0.21 |
0.13 |
0.13 |
0.11 |
0.10 |
|
(ppm) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ba |
516.5 |
78.2 |
138.9 |
301.9 |
|
690 |
620.6 |
729.5 |
872.4 |
840.6 |
975.6 |
808.6 |
|
577.9 |
153.3 |
150.6 |
246.6 |
97.7 |
99.7 |
154.2 |
194.4 |
|
Rb |
163.2 |
19.7 |
188.6 |
191 |
|
82.8 |
89.7 |
128 |
86.1 |
161.9 |
166.4 |
100.3 |
|
107.7 |
100.5 |
76 |
62.4 |
14.4 |
14.8 |
15.7 |
42 |
|
Sr |
128 |
278.7 |
37.8 |
103.5 |
|
287.8 |
280 |
156.6 |
169.8 |
127.1 |
109.2 |
180.5 |
|
335.9 |
300.9 |
303.8 |
319.1 |
267.4 |
269.4 |
361.4 |
440.4 |
|
†Cs |
2.34 |
0.37 |
2.26 |
4.3 |
|
0.88 |
1.11 |
0 |
- |
2.95 |
2.55 |
0.78 |
|
1.97 |
3.66 |
1.98 |
- |
- |
- |
0.75 |
1.42 |
|
Ga |
26.6 |
30.6 |
30.8 |
23.9 |
|
27.6 |
29.3 |
25.5 |
23.1 |
24.3 |
27.6 |
25.7 |
|
25.7 |
21.5 |
21.8 |
24.2 |
21 |
24.1 |
22.6 |
23.3 |
|
†Ta |
2.32 |
- |
2.36 |
2.06 |
|
1.99 |
1.94 |
35695.59 |
- |
1.95 |
2.19 |
1.83 |
|
1.02 |
0.53 |
0.66 |
- |
- |
- |
0.74 |
0.64 |
|
Nb |
40.5 |
48.6 |
40.6 |
27.6 |
|
39.8 |
39.9 |
- |
32.9 |
30.3 |
43.2 |
34.9 |
|
18.9 |
11.9 |
13 |
19 |
7.6 |
7.2 |
13.3 |
12.2 |
|
Hf |
8.59 |
- |
11 |
7.59 |
|
6.78 |
13.1 |
42.5 |
- |
8.33 |
8.13 |
10.79 |
|
4.42 |
2.69 |
3.2 |
- |
- |
- |
3.63 |
2.87 |
|
Zr |
422.4 |
434.3 |
556.6 |
364.8 |
|
378.3 |
819.9 |
- |
1002.7 |
432.1 |
436.7 |
617.8 |
|
228.5 |
149.4 |
180.8 |
203.8 |
127 |
126.3 |
205.6 |
151.7 |
|
Y |
60.8 |
50 |
63 |
35.7 |
|
53.8 |
50.2 |
670.2 |
45 |
47.2 |
58.7 |
47.1 |
|
42.3 |
30.9 |
31.7 |
44.8 |
43.2 |
42.3 |
37 |
32.5 |
|
Th |
25 |
114.2 |
28.5 |
28.4 |
|
10.7 |
15.8 |
5611 |
19.9 |
20 |
11.4 |
22.1 |
|
6.8 |
1.8 |
3.4 |
4.6 |
0.8 |
1.9 |
3.8 |
3.6 |
|
U |
3.9 |
10.7 |
5.2 |
5.3 |
|
3.7 |
2.6 |
79.2 |
5.9 |
5.5 |
3 |
1.9 |
|
3.3 |
0.3 |
0.4 |
2.5 |
- |
1 |
0.3 |
2.5 |
|
Cr |
11.4 |
7.2 |
3.9 |
5.7 |
|
3.9 |
4.4 |
17 |
13.9 |
30.5 |
5.1 |
8.5 |
|
51.2 |
311 |
289.1 |
143.7 |
300.8 |
340.8 |
96.9 |
178 |
|
Ni |
3.4 |
5.6 |
2.2 |
3.2 |
|
3.1 |
4 |
5 |
7.7 |
15 |
1.1 |
16.7 |
|
12.2 |
98.8 |
79.4 |
26.2 |
98.5 |
99.8 |
33.5 |
46.7 |
|
Sc |
11.4 |
7.1 |
6.3 |
6.3 |
|
18.9 |
17.9 |
5.6 |
8.9 |
13.3 |
10.3 |
12.1 |
|
39.7 |
49.1 |
45.9 |
45.4 |
68.4 |
69.5 |
44.6 |
44.3 |
|
V |
24 |
9.1 |
6.3 |
19.6 |
|
115.6 |
37.7 |
3.2 |
60 |
33 |
11.2 |
56.3 |
|
329.1 |
316.9 |
287.5 |
344.5 |
365.4 |
368.7 |
271.4 |
228.9 |
|
Cu |
3.3 |
3.3 |
2.1 |
2.6 |
|
8.4 |
4.1 |
16.7 |
6.3 |
4.6 |
2.4 |
17.8 |
|
12 |
45.2 |
71.6 |
40.4 |
75.7 |
75.7 |
28.8 |
9.3 |
|
Pb |
16.9 |
6.2 |
14.5 |
15.3 |
|
6.8 |
13.4 |
68.4 |
3.9 |
14.3 |
17.5 |
4.7 |
|
4.6 |
3 |
3.2 |
11.2 |
2.3 |
2.9 |
0.4 |
1.3 |
|
Zn |
44.3 |
22 |
52.5 |
33.4 |
|
63.9 |
90.1 |
5.9 |
26.7 |
53.5 |
58.7 |
35.6 |
|
35.7 |
85.7 |
95.8 |
97.3 |
108.1 |
106.6 |
78.4 |
71.9 |
|
La |
60.4 |
6.2 |
69.8 |
48 |
|
40.3 |
50.8 |
18.6 |
53 |
63.1 |
27 |
67.4 |
|
29.2 |
15.2 |
14.8 |
31.3 |
15.2 |
10.2 |
19.7 |
20.2 |
|
Ce |
120.8 |
29.6 |
150.2 |
96.7 |
|
86.5 |
106.3 |
134.9 |
113.8 |
121.3 |
64.5 |
122.4 |
|
54.8 |
30.5 |
29.4 |
59.4 |
28.9 |
19.7 |
42.2 |
40.1 |
|
†Pr |
11.11 |
- |
13.77 |
7.84 |
|
8.66 |
9.56 |
41.3 |
- |
10.21 |
6.67 |
10.45 |
|
5.7 |
3.52 |
3.52 |
- |
- |
- |
4.9 |
4.02 |
|
Nd |
44 |
18.1 |
53.4 |
29 |
|
34.1 |
40 |
89.9 |
32.9 |
38.5 |
29.3 |
38.6 |
|
26.1 |
14.8 |
16.3 |
27.2 |
17 |
16.1 |
18.5 |
19.9 |
|
†Sm |
8.3 |
- |
9.27 |
4.92 |
|
7.61 |
7.42 |
- |
- |
6.95 |
6.66 |
7.19 |
|
5.66 |
4.04 |
3.97 |
- |
- |
- |
4.84 |
4.21 |
|
†Eu |
1.16 |
- |
0.48 |
0.65 |
|
2.18 |
2.26 |
41.1 |
- |
1.32 |
1.49 |
1.57 |
|
1.73 |
1.52 |
1.42 |
- |
- |
- |
1.38 |
1.38 |
|
†Gd |
7.96 |
- |
8.61 |
4.48 |
|
7.72 |
7.13 |
- |
- |
6.3 |
6.8 |
6.63 |
|
5.95 |
4.49 |
4.44 |
- |
- |
- |
5.09 |
4.55 |
|
†Tb |
1.4 |
- |
1.47 |
0.78 |
|
1.31 |
1.2 |
- |
- |
1.09 |
1.27 |
1.1 |
|
1.03 |
0.79 |
0.78 |
- |
- |
- |
0.87 |
0.78 |
|
†Dy |
8.8 |
- |
9.12 |
4.98 |
|
8.23 |
7.34 |
- |
- |
6.79 |
8.26 |
6.85 |
|
6.36 |
4.94 |
4.98 |
- |
- |
- |
5.47 |
4.92 |
|
†Ho |
1.83 |
- |
1.89 |
1.04 |
|
1.69 |
1.5 |
- |
- |
1.42 |
1.75 |
1.39 |
|
1.3 |
1.00 |
1.03 |
- |
- |
- |
1.12 |
1.00 |
|
†Er |
5.13 |
- |
5.32 |
2.99 |
|
4.61 |
4.18 |
- |
- |
4.01 |
4.99 |
3.93 |
|
3.48 |
2.69 |
2.84 |
- |
- |
- |
3.04 |
2.77 |
|
†Tm |
0.77 |
- |
0.83 |
0.48 |
|
0.67 |
0.62 |
- |
- |
0.61 |
0.76 |
0.58 |
|
0.51 |
0.37 |
0.41 |
- |
- |
- |
0.44 |
0.39 |
|
†Yb |
4.94 |
- |
5.37 |
3.16 |
|
4.17 |
3.92 |
- |
- |
3.86 |
4.99 |
3.65 |
|
3.1 |
2.27 |
2.49 |
- |
- |
- |
2.7 |
2.46 |
|
†Lu |
0.76 |
- |
0.85 |
0.49 |
|
0.65 |
0.64 |
- |
- |
0.61 |
0.76 |
0.6 |
|
0.5 |
0.35 |
0.38 |
- |
- |
- |
0.42 |
0.39 |
|
Eu/Eu* |
0.44 |
- |
- |
0.86 |
|
0.87 |
0.955 |
- |
- |
0.48 |
0.68 |
- |
|
0.92 |
1.09 |
1.03 |
- |
- |
- |
0.85 |
0.97 |
عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE) در نمودار عنکبوتی غنیشدگی نشان میدهند. در عین حال، عناصر با شدت میدان قوی (HFSE) مانند Ti تهی‌شدگی بارزی را دارند. این ویژگی از اختصاصات گرانیتوئیدهای قوس آتشفشانی مرتبط با مناطق فرورانش است (Wilson, 1989). با این حال، آلایش با مواد پوستهای نیز میتواند سبب این تغییرات شود (Rollinson, 1994). الگوهای عناصر نادر خاکی شکل کلی منحنی خمیده‌ای به سمت بالا را به نمایش می‌گذارند؛ بدین معنی که الگوها برای واحد دیوریتی با غنیشدگی انتخابی عناصر ناسازگاری مانند K، Rb و فراوانی کم عناصر (Y، Ir، Ti، Ce) نسبت به کندریت شناسایی می‌شوند (شکل a9)، در حالی‌که سنگهای فلسیک کاهش مشخصی را از سبک LILE (مانند Ba، K، Rb، Th) به سمت HFSE (Yb، Hf، Zr، Y) نشان میدهند (شکل b9).
شکل 5- تصویر دادههای عناصر اصلی نمونه سنگهای واحدهای دیوریت، گرانودیوریت و گرانیت مورد مطالعه در نمودارهای هارکر.
عناصر نادر خاکی سبک (LREE) نیز در مقایسه با HFSE فراوانی و غنیشدگی واضحی را دارا هستند. از طرف دیگر، این نمودارها (شکل 9 و جدول 1) نشان میدهند که (La/Yb)N به‌طور منظم از واحد دیوریتی به‌سمت واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی رو به فزونی میگذارد. دیوریتها با الگوهای REE تفریق‌یافته، آنومالی منفی نه‌چندان شدید Eu و الگوهای HREE تخت مشخص می‌گردند (شکل a9) و واحد گرانودیوریتی و گرانیتی، الگوهای REE شدیداً تفریق‌یافته و آنومالیEu منفی را به‌خوبی نشان میدهند (شکل b9). آنومالی اخیر برای دیوریتها 85/0 تا 09/1 و برای گرانودیوریتها و گرانیتها بین4/0 تا 9/0 تغییر میکند. الگوهای HREE در واحدهای فلسیک نسبت به واحد دیوریتی کاملاً تخت است (جدول 1).
شکل 6- تصویر دادههای عناصر کمیاب و نادر خاکی نمونه سنگهای واحدهای مختلف مورد مطالعه، در نمودارهای هارکر.
شکل 7- نمودارهای (a Ba- Sr/Nd و (b Rb در مقابل Sr. این نمودارهای بیانگر بالا بودن فراوانی عناصر Ba و Rb در سنگهای گرانودیوریتی و گرانیتی (فلسیکها) و فراوانی Sr و Sr/Nd در دیوریتهاست. علائم مانند شکل 6 است.
شکل 8- نمودار تغییرات چندعنصری (عنکبوتی) سنگهای (a واحد دیوریتی و (b واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی. بهنجارسازی شده نسبت به کندریت (Thompson, 1996; Richard, 1995). علائم مانند شکل 6 است.
شکل 9- الگوهای فراوانی عناصر کمیاب خاکی (a واحد دیوریتی؛ (b واحدهای گرانودیوریت و گرانیت که با کندریت Nakamura, 1977)) بهنجارسازی شده اند. علائم مانند شکل7 است.
پتروژنز
با توجه به اینکه ویژگیهای ژئوشیمیایی فوق، واحدهای دیوریتی و گرانودیوریتی-گرانیتی مجموعه پلوتونیک قروه، آنها را به محیط تکتونیکی با ویژگیهای قوس آتشفشانی مرتبط با حاشیة قارهای، منتسب نموده و با تکیه بر اینکه تودههای مورد مطالعه، جزیی از باتولیتهای گرانیتوئیدی زنجیره‌ای پهنه سنندج ـ سیرجان هستند که در یک رژیم همگرا تشکیل شدهاند (ترکیان، 1387)، سعی داریم منشأ ماگماهای سازنده هر یک از واحدهای مذکور را شناسایی نماییم.
منشأ ماگمای دیوریتی
دیوریتها به سری کالکآلکالن متوسط- کم پتاسیم متعلق هستند (شکل 4) و شاخصهای کانیشناسی و ژئوشیمیایی مانند حضور هورنبلند، اسفن، مگنتیت، ASI کمتر از یک، محتوی CaO، Na2O و Sr شواهدی هستند که بر وابستگی آنها به گرانیتهای نوع I دلالت دارند. با توجه به نحوة توزیع و فراوانی عناصر ناسازگار و تمرکز عناصر اصلی در واحد دیوریتی، از سوی Altherr و همکاران (2000) سه پیشنهاد زیر برای منشأ این سنگ‌ها ارائه گردیده است:
1- ذوب بخشی بدون آب پوسته اقیانوسی فرورانده شده؛
2- ذوب گوة گوشتهای متاسوماتیزم‌شده در بالای صفحه فرورانش؛
3- ذوببخشی سنگهای پوسته پایینی بر اثر نفوذ ماگماهای بسیار گرم گوشتهای.
محتوی SiO2 در واحد دیوریتی کم و به‌طور متوسط 53 درصد است (جدول 1). Ferre و همکاران (1998) معتقد هستند که چنین سنگ‌هایی از طریق ذوببخشی گوة گوشته لیتوسفری غنی‌شده در بالای یک زون فرورانش ناشی از آب‌زدایی پوسته اقیانوسی دگرسان شده فرورونده تشکیل گردیدهاند. فراوانی بسیار کم عناصر La، Ba، Nb و Th در مقایسه با فراوانی این عناصر در گوشته غنی‌شده؛ پایین بودن مقدار Mg#؛ نبود ترکیبات بسیار مافیک- چه به‌صورت کومولا و چه به‌صورت زینولیت در این سنگ‌ها مانع از پذیرش منبعی مانند گوشته لیتوسفری غنی‌شده برای آنها است (Torkian et al., 2008).
جدول 1 نشان میدهد که برای این واحد سنگی تمرکز عناصر( ppm 1-7 ~= Th، ppm 10-31 La=، ppm 7-19 Nb= و ppm 97-578 Ba=) به‌طور مشخص کمتر از مقادیر فرض‌شده برای یک سنگ مشتق از یک منبع گوشتة غنی‌شده است [ppm 6/0 Th=، ppm 3/6 La=، ppm 3/8 Nb=، ppm 57Ba= و ppm6/0=Th دادهها از ((Sun and McDonugh, 1995). فراوانی عناصر فوق در دیوریت ها در مقایسه با فراوانی همین عناصر در ترکیب پوستة میانی (ppm 6-9Th= ، ppm 17-36 La=، ppm 8-11Nb= و ppm 402-532Ba= ) مشخص میسازد که آنها در دامنه تغییرات گزارش‌شده از ترکیب این پوسته قرار میگیرند (Torkian et al., 2008).
افزون بر این، نسبت Rb/Sr در این واحد سنگی کمتر از 6/0 است (جدول 1) که بر ذوببخشی منابع پوسته زیرین به‌واسطه ذوب بدون آب آمفیبولیت اشاره دارد. بنابراین، احتمالاً منشأ دیوریتها پوستة مافیک زیرین است (شکل 10). حضور و جایگزینی مذابهای مشتق از گوشته میتوانسته گرمای مورد نیاز برای ذوب بخشی را فراهم کرده باشد. چنین مذابهایی که ترکیب مافیک (گابروی خرزهره) (سنگ قلعه، 1374؛ ترکیان، 1387) داشته باشند، در منطقه مورد مطالعه وجود دارد.
منشأ ماگماهای واحدهای گرانودیوریت و گرانیت
تشکیل ماگماهای گرانودیوریتی تا گرانیتی با محتوی پتاسیم بالا- متوسط، مانند ماگماهای گرانودیوریتی- گرانیتی مورد مطالعة این مقاله (شکل 4) در محیطهای همگرا به دو فرآیند نهایی نسبت داده می‌شوند:
1- در رژیم قوس قارهای، مذابهای گوشتهای والد که قبلاً توسط سیال‌ها و یا مذابهای حاصل از ورقة در حال فرورانش غنی‌سازی شده بودند، طی صعود با مواد پوستهای نیز آلایش یافته، ترکیبی ایجاد میکنند که میتواند ماگمای والد سنگهای گرانیتوئیدی باشد. به عبارت دیگر؛ یعنی همان فرایند آلایش توسط مواد پوستهای قارهای در طی صعود ماگما، که به فرآیند AFC معروف است (برای مثال رک:De Paolo, 1981).
2- در رژیمهای همزمان تا پس از تصادم، ذوب سنگ‌هایی با منبع پوستهای، بر اثر کاهش فشار، که به‌دنبال قطعه‌قطعه‌شدن گوشته لیتوسفری یا تیغه (اسلب) شکسته‌شده رخ میدهد (Roberts and Clemens, 1993)، قادر است ماگماهای فلسیک را به‌وجود آورد.
مدل اول نشان میدهد که ماگماهای فلسیک از ماگماهای مادر بازالتی از رهگذر فرآیند هضم و تبلور تفریقی نشأت گرفتهاند. این مدل به‌نام مدلAFC (De Paolo, 1981) معروف است.
نمودارهای هارکر سنگهای فلسیک گرانودیوریتی و گرانیتی مورد مطالعه، نشان‌دهندة این هستند که آنها از تغییرات ترکیبی درونی کمی برخوردار می‌باشند و نیز به‌لحاظ ترکیبی فاقد همپوشانی هستند (شکل 5).
به‌علاوه، تمرکز کم عناصر انتقالی، مانند V, Cr, Ni حجم زیاد ماگمای فلسیک، همگی گویای این مطلب هستند که تشکیل ماگمای سازنده واحدهای گرانودیوریت و گرانیت مطابق مدل (AFC)؛ یعنی از طریق تفریق یک ماگمای مادر بازالتی مافیک مشتق از گوشته غیرممکن است و لذا باید منابع ماگمایی با منشأ پوستهای را انتظار داشته باشیم. فراوانی کم Ti, Sr, P از جمله ویژگیهای ژئوشیمیایی است که با مذابهای پوستهای (میانی و زیرین) همخوانی دارد (Harris et al., 1990; Chappell and White, 1992) (شکل 7 و 8).
به علاوه، واحدهای مذکور دارای آنومالی‌های مثبتی از عناصر ناسازگار (U, La, Th, Ba, Rb, K) و آنومالی منفی Eu است که در واحد گرانیتی محسوس‌تر است (شکل 9). این ویژگی‌ها از یک منشأ درون قارهای برای این واحدها حمایت میکند. در نتیجه، ماگماهای فلسیک باید از ذوببخشی پروتولیت‌های پوستهای به‌وجود آمده باشند. این پروتولیت‌ها ممکن است متاگری‌واک‌ها باشند (Wolf and Wyllie, 1994; Thompson, 1996) (شکل 10) که به‌سبب حضور و جایگزینی مذابهای مشتق از گوشته در پوسته، در آنها ذوب بخشی رخ داده، متعاقب این ذوب، ماگمای فلسیکی به‌وجود میآید که ضمن صعود به طبقات بالاتر و در راه رسیدن به سطح زمین، به تدریج متبلور شده، واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی را میسازد.
شکل10- ترکیب شیمیایی واحدهای دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی مورد مطالعه در نمودارهای نسبت اکسیدهای مختلف. a) نسبت عدد منیزیمی[Mg= molar 100*MgO/(MgO +0.9FeOt] به در صد وزنی SiO2، b) نسبت مولار K2O/Na2O به Al2O3/(MgO + FeOt)، و c) نسبت مولار Al2O3/(MgO + FeOt) به CaO/(MgO + FeOt) . منحنیهای جدا کننده مذابهای بخشی از (Wolf and Wyllie, 1994; Rapp, 1995; Rapp and Watson, 1995;Patin˜o Douce, 1996; Patin˜o Douce and Beard, 1996) اقتباس شده است. دیوریتها در قلمرو مذابهای بخشی با منشأ متابازالتی تا متاتونالیتی قرار میگیرند.
نتیجهگیری
برمبنای روابط صحرایی، کانی شناسی و ویژگیهای ژئوشیمیایی واحدهای دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی تودههای نفوذی یک گرانیتوئید کالک آلکالن تیپیک در پهنه سنندج-سیرجان در جنوب قروه هستند. نمودارهای هارکر سنگهای مختلف این مجموعه، بیانگر وجود شکاف مشخصی در فراوانی SiO2 بین واحدهای دیوریتی و گرانودیوریتی- گرانیتی است و این فاصله ترکیبی بر متفاوت بودن منشا آنها دلالت می نماید. اگر صرفاً به محتوی سیلیس دیوریتها تکیه شود، باید تشکیل آنها را به ذوببخشی گوه گوشته لیتوسفری غنی‌شده در بالای زون فرورانشی که Ferre و همکاران (1998) به آن معتقد هستند، نسبت داد، اما دیوریتها با برخورداری از مقادیر بسیار کم عناصر La، Ba، Nb و Th در مقایسه با گوشته غنی‌شده و پایین‌بودن مقدار Mg# خودشان، نشان میدهند که بعید است از گوشته غنی‌شده مشتق شده باشند. فراوانی عناصر فوق در دیوریتها در مقایسه با فراوانی متوسط این عناصر در ترکیب پوستة میانی مشابهت دارد. به‌علاوه، سنگهای این واحد دارای نسبت Al2O3/(MgO+FeOt)=0.98-1.54 و نسبت مولی CaO/(MgO+FeOt)=0.59-0.71 هستند. بنابراین، احتمالاً منشأ این واحد، پوستة زیرین بوده، ذوببخشی سنگهای این بخش از پوسته منبع ماگمای سازنده واحد دیوریتی است. نسبت Rb/Sr (کمتر از 6/0) بر ذوببخشی منابع پوسته زیرین به واسطة ذوب بدون‌آب آمفیبولیت اشاره دارد. حضور و جایگزینی مذابهای مافیک (گابرویی) گوشتهای گرمای مورد نیاز برای ذوببخشی در این ناحیه از پوسته را فراهم کرده است. در گرانودیوریتها و گرانیتها؛ یعنی سنگهای فلسیک منطقه، تمرکز کم عناصر انتقالی مانند V، Cr و Ni حجم زیاد ماگمای فلسیک شواهدی بر عدم تشکیل ماگمای سازندة این واحدها از طریق مدل (AFC)؛ یعنی تبلور تفریقی توأم با هضم سنگهای پوستهای در مسیر است، در حالی‌که فراوانی کم Ti، Sr، و P آنومالی‌های مثبتی از عناصر ناسازگار U)، La، Th، Ba، Rb، (K و آنومالی منفی Eu، از جمله ویژگیهای ژئوشیمیایی هستند که با منشأ پوستهای (میانی و زیرین) برای این واحدها سازگاری بیشتری دارد. در نتیجه، با تکیه بر دادههای ژئوشیمیایی چنین استنباط میگردد که ماگماهای فلسیک باید از ذوببخشی پروتولیت پوستهای به‌وجود آمده باشند. به‌سبب برخورداری این واحدها از محتوی متوسط Al2O3/(MgO+FeOt) و CaO/(MgO+FeOt) آنها احتمالاً باید از ذوببخشی پروتولیتهایی با ترکیب متاگری‌واک‌ها مشتق شده باشند.
)