Document Type : Original Article
Authors
اصفهان،خ اردیبهشت شمالی، کوچه طباطبایی، پلاک68، طبه دوم
Abstract
Keywords
مقدمه
توده نفوذی وش در شمال اصفهان، در فاصله 63 کیلومتری جنوبغرب شهر نطنز واقع شده است (شکل 1). ناحیه نطنز قسمتی از پهنه ساختاری ارومیه- دختر است. این پهنه بهصورت کمربند آتشفشانی با روند شمالغرب- جنوبشرق از ناحیه دریاچه ارومیه در آذربایجان غربی تا آتشفشانهای بزمان در بلوچستان کشیده شده است (معین وزیری، 1375؛ نصراصفهانی و وهابیمقدم، 1389) و سن سنگهای آتشفشانی در آن از ائوسن و الیگوسن شروع و به آتشفشانهای عهد حاضر ختم میشود (درویشزاده، 1363؛ قربانی، 1382).
شکل 1- (A راههای دسترسی به منطقه و (B موقعیت جغرافیایی منطقه بر روی نقشه ایران، برگرفته ازShahabpour (2005)، با تغییرات
سن توده نفوذی وش، الیگومیوسن است که مجموعههای آتشفشانی ائوسن و سنگهای رسوبی کرتاسه را قطع نموده است (باباخانی و همکاران، 1372). مطالعات بسیاری بر روی ناحیه کاشان- نطنز انجام شده است (نصراصفهانی و احمدی، 1387). از جمله مهمترین تحقیقات انجام شده در منطقه میتوان به مطالعات زمینشناسی Pourhosseini (1981) اشاره نمود. وی در مطالعات خود بر روی تودههای نفوذی ناحیه نطنز پیشنهاد میکند که ماگمای سازنده سنگهای درونی در ناحیه نطنز، حاصل ذوب پوسته و یا گوشته اقیانوسی بوده و حاصل زیرراندگی پوسته اقیانوسی به زیر ورقه ایران مرکزی است. شیریان (1375) گرانیتوییدهای جنوب روستای تتماج در نزدیکی منطقه مورد مطالعه را کالکآلکالن معرفی کرده است. امینالرعایایی و همکاران (1386) و کنعانیان و همکاران (1387) کانیشناسی، ژئوشیمی ایزوتوپهای پایدار و خاستگاه زمینساختی سنگهای آتشفشانی اطراف این توده نفوذی را بررسی کردهاند. هنرمند و همکاران (1390) در تحلیلهای ژئوشیمیایی مجموعه تودههای نفوذی غرب و شمالغربی نطنز منشأ ماگمای مجموعههای گرانیتوییدی را اختلاط ماگمای مشتق شده از گوشته و ماگمای منتج از پوسته میدانند. Haschke و همکاران (2010)، محیط تکتونوماگمایی کمان کوهزاد گروه آندی را برای تشکیل این تودههای نفوذی در اطراف شهر نطنز پیشنهاد میکنند. Nasr-Esfahani و Shojaei (2011) بر اساس ترکیب شیمیکانی آمفیبول مقدار میانگین فشار حاکم بر تودهنفوذی وش را در زمان جایگزینی در حدود میانگین 4/1 (98/0-99/1) کیلوبار تخمین زدهاند. در نوشتار حاضر بر اساس مطالعات پتروگرافی و شیمی سنگکل، خاستگاه توده نفوذی گرانیتوییدی وش، بررسی میشود.
زمینشناسی عمومی
مجموعههای نفوذی در منطقه نطنز دارای تغییرات ترکیبی از گابرو تا گرانیت هستند (هنرمند، 1385). گابروها بهعنوان قدیمیترین واحد در منطقه بوده و گرانیتوییدها، آنها را قطع کردهاند (Haschke et al., 2010). توده نفوذی گرانیتوییدی وش با مشخصات هندسی متوسط عرض 5 و طول 15 کیلومتر بزرگترین توده نفوذی گرانیتوییدی در ناحیه نطنز است (شکل 2). گسل نطنز با امتداد شمالغرب- جنوبشرق، بخشهای شرقی و شمالی توده را قطع نموده است. این نفوذی در سنگهای آتشفشانی ائوسن و کربناته کرتاسه جایگزین شده است. در حواشی این توده، رخنمونهای مافیکتر نیز حضور دارند اما حجم بسیار کمی را به خود اختصاص داده و توسط توده گرانیتوییدی قطع شده است (باباخانی و همکاران، 1372). ترکیب سنگهای آتشفشانی عمدتاً آندزیت، تراکیآندزیت، آندزیتبازالت و توفهای اسیدی است. بین توده گرانیتوییدی و سنگهای آتشفشانی در برگیرنده هاله دگرگونی مجاورتی در حد رخساره آلبیت- اپیدوت هورنفلس ایجاد شده است (کنعانیان و همکاران، 1387). توده نفوذی گرانیتوییدی دارای طیف ترکیبی از دیوریت تا کوارتزمونزونیت است. از مشخصات بارز این توده نفوذی در صحرا، حضور مقادیر زیادی انکلاوهای گرد و بیضوی با منشأ آذرین و ترکیب دیوریت و تا حدی مونزودیوریت است.
شکل 2- نقشه زمینشناسی تودهنفوذی وش و نیمرخ عرضی از این توده، برگرفته از باباخانی و همکاران (1372)، با تغییرات
روش انجام پژوهش
طی بازدیدهای صحرایی از بخشهای دگرسان نشده توده نفوذی وش، 74 نمونه سنگی برداشت شد و پس از تهیه 48 مقطع نازک و مطالعه آنها با میکروسکوپ پلاریزان، 16 نمونه (11 نمونه از توده اصلی و 5 نمونه انکلاو ) به روش ICP-MS در آزمایشگاه ALS Chemiex کانادا و 5 نمونه به روش XRF در شرکت بهین آزمون سپاهان در شهرک علمی تحقیقاتی دانشگاه صنعتی اصفهان عناصر اصلی و فرعی آنالیز شیمیایی شد (جدولهای 1 و 2). تعدادی از کانیهای آمفیبول، بیوتیت، فلدسپار و اوپاک در نمونه های انتخابی، با دستگاه آنالیز الکترون میکروپروب SX100 Cameca فرانسه و در شرایط 20kev و 30nA، 20kev و 10nA و 20kev و 20nA در آزمایشگاه مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران، بررسی شدند (جدولهای 3 تا 6). تفکیک مقادیر آهن 2 و 3 در فرمول کانیهای فرومنیزین بهکمک روشهای پیشنهادی Droop (1987) و Leake و همکاران (1997) انجام شده است.
پتروگرافی
ترکیب سنگهای توده نفوذی وش، با استفاده از آنالیز مودال، گرانودیوریت تا تونالیت است. کانیهای اصلی شامل کوارتز، فلدسپار پتاسیک، پلاژیوکلاز و نیز کانیهای فرومنیزین از نوع آمفیبول و بیوتیت است. مهمترین بافتهای آن شامل بافت گرانولار، میکروگرانولار و پوئیکیلیتیک است. در نمونه دستی این سنگها درشتبلور و ضریبرنگینی آنها متناسب با فراوانی کانیهای مافیک متغیر است. کوارتز در حدود 20 درصد مودال ترکیب کانیشناسی را تشکیل میدهد، این کانی خاموشی موجی دارد. فلدسپارهای پتاسیک بهطور معمول دارای بلورهای درشت با طولی حدود 2 میلیمتر است (شکل 3- A و B). تعدادی از فلدسپارها بهطور جزیی به کانیهای رسی و سریسیت تجزیه شده است.
پلاژیوکلازهای شکلدار تا نیمهشکلدار دارای اندازه بلورهای از 5/0 تا 2 میلیمتر است (شکل 3- A) و در برخی بافت سلولی اسفنجی مشاهده میشود (شکل 3- E) که نشاندهنده سرعت بالای رشد و سرعت پائین هسته گذاری است (Pe-Piper et al., 2002). ترکیب بلورهای پلاژیوکلاز از آندزین تا لابرادوریت است و اغلب منطقهبندی نشان میدهد. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها در توده گرانیتوییدی از مرکز به حاشیه دارای دامنه تغییرات محتوای آنورتیت 64 تا 67 درصد است (شکل 4).
جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی عناصر اصلی (wt%) 14 نمونه از منطقه وش بهروش ICP-MS (* نمونههای تجزیهشده به روش XRF)
جدول 2- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر فرعی و نادر خاکی منطقه (بهروش ICP-MS)
|
|
جدول 3- نتایج آنالیز نقطهای آمفیبول (بر حسب درصد وزنی) |
جدول 4- نتایج آنالیز نقطهای پلاژیوکلازها در گرانودیوریتها
V.plg.6 |
V.plg.5 |
V.plg.4 |
V.plg.3 |
V.plg.2 |
V.plg.1 |
Sample |
Rime |
|
|
|
|
core |
|
62.914 |
62.562 |
57.279 |
61.053 |
58.450 |
59.632 |
SiO2 |
0.053 |
0.016 |
0.000 |
0.000 |
0.031 |
0.000 |
TiO2 |
22.276 |
23.860 |
26.121 |
23.427 |
25.144 |
24.247 |
Al2O3 |
0.058 |
0.133 |
0.193 |
0.143 |
0.219 |
0.259 |
FeO |
0.000 |
0.008 |
0.076 |
0.000 |
0.040 |
0.000 |
MgO |
3.955 |
4.974 |
8.730 |
5.731 |
8.067 |
6.768 |
CaO |
9.450 |
8.622 |
6.460 |
8.249 |
6.879 |
7.636 |
Na2O |
0.193 |
0.352 |
0.266 |
0.337 |
0.334 |
0.486 |
K2O |
98.899 |
100.527 |
99.125 |
98.94 |
99.164 |
99.028 |
Total |
2.814 |
2.759 |
2.592 |
2.744 |
2.639 |
2.690 |
Si |
1.173 |
1.239 |
1.392 |
1.240 |
1.337 |
1.288 |
Al |
0.002 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
Ti |
0.002 |
0.005 |
0.007 |
0.005 |
0.008 |
0.010 |
Fe+2 |
0.000 |
0.001 |
0.005 |
0.000 |
0.003 |
0.000 |
Mg |
0.190 |
0.235 |
0.423 |
0.276 |
0.390 |
0.327 |
Ca |
0.820 |
0.737 |
0.567 |
0.719 |
0.602 |
0.668 |
Na |
0.011 |
0.020 |
0.015 |
0.019 |
0.019 |
0.028 |
K |
5.012 |
4.997 |
5.001 |
5.003 |
4.999 |
5.011 |
Cations |
0.80 |
0.74 |
0.56 |
0.71 |
0.60 |
0.65 |
Ab |
0.19 |
0.24 |
0.42 |
0.27 |
0.039 |
0.32 |
An |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
Or |
جدول 5- نتایج حاصل از آنالیز نقطهای بیوتیتها در توده وش
V.Bio.5 |
V.Bio.4 |
V.Bio.3 |
V.Bio.2 |
V.Bio.1 |
Sample |
36.130 |
37.476 |
36.085 |
36.184 |
35.719 |
SiO2 |
3.718 |
3.688 |
3.714 |
3.791 |
3.846 |
TiO2 |
13.331 |
13.605 |
13.302 |
13.277 |
13.150 |
Al2O3 |
19.455 |
18.487 |
19.675 |
19.528 |
19.916 |
FeO |
0.388 |
0.386 |
0.403 |
0.386 |
0.442 |
MnO |
12.354 |
11.811 |
12.457 |
12.553 |
12.094 |
MgO |
0.097 |
0.164 |
0.026 |
0.067 |
0.023 |
CaO |
0.083 |
0.587 |
0.108 |
0.118 |
0.093 |
Na2O |
10.227 |
10.088 |
10.613 |
10.580 |
10.530 |
K2O |
95.96 |
96.42 |
96.53 |
96.64 |
95.81 |
Total |
5.300 |
5.423 |
5.279 |
5.282 |
5.269 |
Si |
2.303 |
2.318 |
2.292 |
2.283 |
2.284 |
AlIV |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
AlVI |
0.410 |
0.401 |
0.409 |
0.416 |
0.427 |
Ti |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Fe+3 |
2.387 |
2.237 |
2.407 |
2.384 |
2.457 |
Fe+2 |
0.048 |
0.047 |
0.050 |
0.048 |
0.055 |
Mn |
2.702 |
2.548 |
2.717 |
2.732 |
2.659 |
Mg |
0.182 |
0.126 |
0.153 |
0.158 |
0.000 |
F |
0.015 |
0.025 |
0.004 |
0.010 |
0.004 |
Ca |
0.024 |
0.165 |
0.031 |
0.033 |
0.027 |
Na |
1.914 |
1.862 |
1.981 |
1.970 |
1.982 |
K |
15.103 |
15.026 |
15.170 |
15.158 |
15.164 |
Cations |
22 |
22 |
22 |
22 |
22 |
O |
جدول 6- نتایج آنالیز نقطهای مگنتیت به صورت اکسیدی
Point |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
SiO2 |
0.044 |
0.091 |
0.053 |
0.071 |
0.077 |
TiO2 |
0.174 |
0.18 |
0.238 |
0.203 |
0.218 |
V2O5 |
0.422 |
0.466 |
0.598 |
0.489 |
0.428 |
Al2O3 |
0.107 |
0.164 |
0.13 |
0.059 |
0.043 |
Cr2O3 |
0.059 |
0.086 |
0.056 |
0.067 |
0.059 |
MnO |
0.131 |
0.165 |
0.168 |
0.105 |
0.08 |
MgO |
0.016 |
0 |
0.013 |
0 |
0 |
FeO |
31.041 |
31.029 |
31.05 |
30.978 |
31.037 |
Fe2O3 |
67.132 |
66.842 |
66.39 |
66.614 |
66.85 |
Total |
99.127 |
99.023 |
98.69 |
98.586 |
98.792 |
آمفیبول با فراوانی بیشتر از بیوتیت بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار و با رنگ سبز زیتونی حضور دارد (شکل 3- D). بر اساس دادههای آنالیز نقطهای آمفیبولهای این توده ماگمایی از نوع کلسیک و ترکیب آن هورنبلند منیزیمدار است (5- A و B). بیوتیت شکلدار تا نیمهشکلدار با رنگ قهوهایی تا قهوهایی سوخته در مقاطع دیده میشود، اندازه بیوتیتها 2/0 تا 5/1 میلیمتر است.
بر اساس دادههای آنالیز نقطهای بیوتیتهای این توده، اولیه (ماگمایی) و از نوع منیزیمدار است (شکل 5- C و D). علاوه بر کانیهای فرومنیزین، کانیهای فرعی شامل آپاتیت و تورمالین بوده و سریسیت، کلسیت، کلریت و اپیدوت بهعنوان کانیهای دگرسانی در توده نفوذی وش نیز حضور دارند. رگچههای اپیدوتی بخشهایی از توده را قطع کرده است. کانیهای اپاک در این نفوذی بر اساس دادههای آنالیز نقطهای مگنتیت بوده و معمولاً همراه کانیهای بیوتیت و آمفیبول است. حضور مگنتیت در توده نفوذی نشانگر فوگاسیته بالای اکسیژن است (Sack et al., 1980).
حضور مقادیر زیادی انکلاوهای گرد و بیضوی با منشأ آذرین، دارای ترکیب دیوریت و تا حدی مونزودیوریت است که از ویژگیهای مهم این نفوذی است. انکلاوها بیشتر در فازهای مافیکتر، هم در بخشهای حاشیهای و هم در مرکز توده مشاهده میشوند و اندازه آنها بین 10 میلیمتر تا 40 سانتیمتر متغیر است اما ابعاد 10 تا 20 سانتیمتر فراونی بیشتری دارند. شکل آنها از حالت تقریباً زاویهدار تا کاملاً گردشده تغییر میکند، ولی بیشتر به شکلهای تقریباً بیضوی دیده میشوند. اندازه انکلاوهای توده وش متفاوت است. آنها در نمونه دستی غالباً بهرنگ خاکستری هستند و بهصورت مزوکراتیک تا ملانوکراتیک، ریزدانه تا میاندانه با بافت پورفیری و ریزدانه دیده میشوند (شکل 3- F).
شکل 3- تصاویر میکروسکوپی (XPL) سنگهای توده نفوذی وش؛ (A ماکل پلیسنتتیک در پلاژیوکلاز (Plg) که منطقهبندی نیز نشان میدهد، (B ماکل دوتایی در آمفیبول، (C آپاتیت (PPL)، (D همنشینی کانیهای آمفیبول (Amp)، بیوتیت (Bio)، آپاتیت (Apt) و ارتوکلاز (Or)، (E بافت سلولی اسفنجی در پلاژیوکلاز، (F مرز بین گرانیتویید (سمت راست تصویر) و انکلاوهای مافیک |
شکل 4- منطقهبندی شیمیایی در دو نمونه پلاژیوکلاز بر اساس دادههای آنالیز نقطهای |
شکل 5- تعیین نوع آمفیبولها بر اساس ترکیب شیمیایی؛ آمفیبـولها در قلمرو کلسیک (A) و از نوع منیزیوهورنبلند (B) هستند |
|
ادامه شکل 5- تعیین نوع بیوتیتها بر اساس ترکیب شیمیایی در نمودارهای ردهبندی انواع بیوتیت از Nachit و همکاران (1985)، این کانی ماگمایی (C) و از Foster (1960) از نوع منیزیمدار (D) است. (علائم مربوط به نمودار C: A- بیوتیتهای اولیه، B- بیوتیتهای دگرسان و |
ژئوشیمی
طبقهبندی ژئوشیمیایی
مقدار متوسط SiO2، Al2O3، K2O، CaO، Na2O، K2O/Na2O، ACNK و Mg≠ در توده نفوذی وش، بهترتیب برابر 25/63، 65/14، 32/2، 13/5، 91/3، 60/0، 71/0 و 76/46 است.
سنگهای توده نفوذی مطالعهشده علاوه بر نامگذاری مدال، بر اساس نمودار ترکیب شیمیایی نامگذاری شدهاند (Cox et al., 1979) و دارای ترکیب گرانودیوریت هستند (شکل 6- A)، ولی انکلاوها ترکیب دیوریتی تا گابرویی از خود نشان میدهند. توده نفوذی و انکلاوهای همراه از نظر ماهیت سابآلکالن، کالکآلکالن و متاآلومین هستند (شکلهای 6- B تا D).
شکل 6- طبقهبندی ژئوشیمیایی و نامگذاری سنگها با استفاده از (A نمودار مجموع آلکالی در مقابل سیلیس (Cox et al., 1979)، (B نمودار SiO2 در برابرNa2O+K2O؛ نماد مربع توپر: نمونههای توده اصلی، لوزی توپر: نمونههای انکلاو |
شکل 6- طبقهبندی ژئوشیمیایی و نامگذاری سنگها با استفاده از (C نمودار مثلثی AFM (Irvine and Baragar, 1971) و (D موقعیت نمونهها در نمودار A/CNK در مقابل A/NK (Maniar and Picooli, 1989)؛ نماد مربع توپر: نمونههای توده اصلی، لوزی توپر: نمونههای انکلاو |
گرانیتویید وش در نمودارهای پترولوژی (Chappell and White, 1992; Furnes et al., 1996) ویژگیهای گرانیتهای نوع I را نشان میدهد (شکلهای 7- A و B). در نمودار Sr/Y-Y (Martin, 1993) نمونههای منطقه در مرز بین ماگماهای با منشأ گوشتهای و پوستهای با تمایل به سمت ماگمایی با منشأ گوشتهای قرار گرفتهاند. این حالت میتواند نشانگر عوامل دوگانه گوشتهای- پوستهای در تشکیل و تکوین ماگمای تشکیلدهنده وش باشد، اما نمونههای انکلاو بهطور کامل در محدوده ماگمای با منشأ گوشتهای قرار گرفتهاند. نمودار پتروژنز (Patino, 1993)، نشانگر این است که ماگمای مادر توده نفوذی وش از یک منبع متابازالتی تا متاتونالیت یا معادل دگرگونی آن، آمفیبولیت منشأ گرفته است (شکل 7- D).
شکل 7- نمودارهای پترولوژی (A Na2O-K2O (Chappell and White, 1992) و (B Y-SiO2 (Furnes et al., 1996)؛ نمادها مانند شکل 6 |
||
|
||
ادامه شکل 7- نمودارهای پترولوژی (C نمودار Sr/Y-Y (Martin, 1993) و (D نمودار پتروژنز (Patino, 1993)؛ نمادها مانند شکل 6 |
|
ژئوشیمی عناصر کمیاب
برای بررسی الگوهای REES معمولاً از نمودار بههنجار شده نسبت به کندریت (Sun and Mc Donough, 1989) استفاده میشود. این نمودار (شکل 8- A) نشانگر روندی یکنواخت، مسطح و بهطور کلی الگوی تفریق نیافته در توزیع HREES را عرضه میکند، در حالی که LREES غنیشدگی و تفریقیافتگی نشان میدهند (17/13-93/7(La/Yb)N= ولی 88/1-09/1(Gd/Yb)N= است). Eu آنومالی منفی نسبتاً ضعیف تا کمی مثبت دارد (16/1-69/0Eu/Eu*=). جدایش فلدسپار از مذاب فلسیک موجب پیدایش آنومالی منفی Eu میشود (Sun and Mc Donough, 1989). اما حضور آمفیبول میتواند موجب بیهنجاری مثبت در سنگهای حدواسط شود (Henderson, 1984). در شکل 8- B تغییرات عناصر ناسازگار نسبت به فراوانی آنها در کندریت (Thompson, 1982) بههنجار شده است و آنومالی منفی و مشخصی از Nb وSr ، همچنین آنومالی مثبتی از Laو Th را نشان میدهد که خاص گرانیتوییدهای کالکآلکالن قوس است و میتواند با مذاب حاصل از پوسته زیرین سازگار باشد (Harrisand Inger, 1992). الگوهای REES و عناصر ناسازگار بههنجار شده نسبت به پوسته زیرین (Taylor and Mclennan, 1985) تأییدی بر احتمال منشأگیری توده نفوذی وش از منبع پوسته زیرین است و روندی خطی به موازات خط یک را برای هر دو گروه از عناصر نشان میدهد (شکل 8- C و D).
در نمودار بههنجار شده نسبت به کندریت، غنیشدگی از LREES و تهیشدگی از HFSE بیانگر ماگماتیسم متاآلومین نوع I قوسهای آتشفشانی است. Parada و همکاران (1999) بیان میکنند که غنیشدگی و فراوانی LREES میتواند به علت ذوب بخشی کم این سنگها و یا منشأ نسبتاً غنی از عناصر قلیایی مرتبط با مناطق فرورانش باشد.
تعیین محیط تکتونیکی
Batchelor و Bowden (1985)، بر پایه تغییرات عناصر اصلی نمودار R1-R2 را بهمنظور تفکیک محیطهای تکتونیکی گرانیتوییدها ارائه نمودند. در این نمودار (شکل 9- A) گرانیتوییدهای منطقه در گروه گرانیتهای پیش از برخورد (pre-plate collision) (محدوده 2) قرار گرفتهاند. نمونههای گرانیتویید وش در نمودار Y+Nb در مقابل Rb (Pearce et al., 1984) در محدوده قوس آتشفشانی (VAG) قرار گرفتهاند (شکل 9- B).
شکل 8- نمودارهای فراوانی؛ (A عناصر نادر خاکی به کندریت (Sun and Mc Donough, 1989)، (B عناصر ناسازگار (Thompson, 1982) به کندریت، (C عناصر نادر خاکی و (D عناصر ناسازگار به پوسته زیرین (Taylor and Mclennan, 1985) در سنگهای گرانیتوییدی وش؛ |
شکل 9- نمودارهای تعیین محیط تکتونیکی؛ (A نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985)، (B نمودار Y + Nbدر مقابل Rb (Pearce et al., 1984)؛ اختصارات شکل (B WPG: گرانیتهای مربوط به داخل صفحات قاره، ORG: گرانیتهای مربوط به پشتههای میان اقیانوسی و پهنه گسترش کف اقیانوسی، Syn-ColG: گرانیتهای همزمان با تصادم قارهها، VAG: گرانیتهای مربوط به قوس آتشفشانی؛ |
همچنین نسبتهای بالای Th/Yb-La/Yb (بین 10 تا 100) در شکل 9- C، بیانگر از تعلق این توده به ماگماهای فلسیک قوس قارهایی است (Condie, 2002)، هرچند نمونههای انکلاو رفتاری متفاوت از خود نشان داده و در محدوده قوس آتشفشان قرار گرفتهاند. گرانیتوییدهای منطقه وش در نمودار Th/Ta-Yb از Liegeois و Black (2000) گویای تشکیل این توده در محدوده حاشیه فعال قارهای است (شکل 9- D).
ادامه شکل 9- نمودارهای تعیین محیط تکتونیکی: (C نمودار Th/Yb-La/Yb (Condie, 2002) و (D نمودار Th/Ta-Yb (Liegeois and Black, 2000)؛ نمادها مانند شکل 6 |
بحث و نتیجهگیری
مهمترین مدلهای منشأیی برای تشکیل ماگماهای فلسیک در یک محیط قوس آتشفشانی شامل دو گروه الف) فرآیندهای AFC (Bacon and Druitt, 1988) و ب) ذوب بخشی پوسته زیرین بر اثر گرمای حاصل از ماگمای مافیک با منشأ عمیقتر یا گوشتهای است (Guffanti et al., 1996). در این منطقه بهعلت حجیم بودن توده گرانیتوییدی وش، بالا بودن مقدار SiO2 در آن و سن بیشتر نفوذیهای گابرویی همراه و کمتر بودن حجم آنها در منطقه، همچنین غنیشدگی از عناصر ناسازگاری مانند Li، Rb و Th، سازگار با مدل اول یا تشکیل در طی فرآیندهای AFC نیست. با توجه به تشابه بسیار زیاد توزیع REEها و عناصر ناسازگار به پوسته زیرین، پذیرش مدل دوم برای این تودهنفوذی قابل قبولتر است. با توجه به یافتههای این پژوهش، منشأ ماگمای مادر میتواند یک متابازالت تا متاتونالیت یا معادل دگرگونی آن (آمفیبولیت) باشد که با ترکیب پوسته زیرین شباهت زیادی دارد. همچنین پایینبودن Al2O3 (کمتر از 15 درصد وزنی)، عدم بیهنجاری شدید از Eu و الگوی تخت عناصر نادر بهعلاوه پایین بودن فشار حاکم در زمان جایگزینی میتواند نشانگر نبود گارنت بهعنوان باقیمانده ذوب در منشأ باشد. گرانیتویید وش بر اساس مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمی میتواند حاصل ذوب بخشی پروتولیتهای پوسته زیرین ایجاد شده و طی بالا آمدن، با پوسته بالایی آلایش پیدا کرده باشد. انکلاوهای مافیک در آن شاهدی بر حضور ماگمای بازالتی با منشأ عمیقتر است که در پوسته زیرین جایگزین شده و به احتمال زیاد، حرارت برای ذوب بخشی پوسته زیرین را فراهم ساخته است. ماگمای فلسیک تولیدی با این ماگمای بازالتی اختلاط و ماگمای حد واسط دیوریتی را بهوجود آورده است. با توجه به محیط تکتونوماگمایی قوس آتشفشانی قارهای برای این منطقه و تداوم حضور مذابهای مافیک پس از فرآیند فرورانش در کرتاسه بالایی، ماگمای حاصله طبیعی است که ویژگیهای مناطق فرورانشی را از خود نشان دهد. در واقع ادامه فرآیندهای ماگمایی پس از زیرراندگی پوسته اقیانوسی عربی به زیر بلوک لوت باعث تشکیل تودههای نفوذی همچون وش در منطقه مورد مطالعه شده است. این مطالعات منطبق با نتایج Pourhosseini (1981) که معتقد به یک مدل ساده AFC برای کل تودههای نفوذی در اطراف شهر نطنز است، نبوده اما با مطالعات هنرمند (1390) و Haschke و همکاران (2010) همسو بوده و آنها را تأیید میکند و نشانگر تشابه بسیار زیاد نفوذی وش با مجموعههای نفوذی فلسیک در اطراف شهر نطنز است. پهنه زاگرس در نتیجه ناپدید شدن اقیانوس نئوتتیس بین اوراسیا و صفحه عربستان ایجاد شده است (Ahmadian et al., 2009) و زمان برخورد بسیار بحث برانگیز است و از کرتاسهبالایی (Berberian and King, 1981) تا میوسن (Berberian and Berberian, 1981) یا از ابتدای پلیوسن (Stocklin, 1968) در منابع مختلف ذکر شده است، با این حال بیشترین حمایت از ائوسن بالایی تا الیگوسن است (برای مثال Agard et al., 2005 و Ballato et al., 2010). به عقیده Agard و همکاران (2011) تکامل کوهزاد زاگرس در سه دوره زمانی شامل زمان کرتاسهمیانی تا بالایی با بههم ریختگی و آشفتگی مشخص فرآیندهای زیرراندگی و جفتشدگیهای مکانیکی داخل صفحهای، زمان پالئوسن- ائوسن کندی ماگماتیسم کمانی و توسعه کشش در پوسته بالایی و از الیگوسن به بعد گسترش برخورد و شکلگیری کنونی کمربند ارومیه- دختر است. Clemens و همکاران (2011) در محیطهای ماگمایی قوس آتشفشانی به نقش حرارتی ماگماهای مافیک در ذوببخشی پوسته زیرین و تشکیل ماگمای گرانیتی اشاره کرده که همراه با اختلاط ماگمایی است و ویژگی ماگماهای I-type را نشان میدهد. با توجه به شواهد ژئوشیمیایی، ماگمای مادر توده نفوذی وش از دو منشأ ماگمای مافیک گوشتهای و ماگمای منتج از ذوبپوسته است. این فرآیند طی فعالیتهای ماگماتیسم در حین فرورانش و یا همزمان با اعمال فازهای کششی پس از تصادم قارهای اتفاق افتاده است.
بنابراین، توده نفوذی وش با ترکیب گرانودیوریت تا تونالیت، از نظر ماهیت سابآلکالن، کالکآلکالن و متاآلومین بوده و از نوع I است. با توجه به نمودارهای تکتونوماگمایی، این نفوذی در یک حاشیه فعال قارهای در شرایط زیرراندگی اقیانوس- قارهای در پهنه ارومیه- دختر تشکیل شده است. این شرایط با مدل زیرراندگی پوسته اقیانوسی نئوتتیس بهزیر ایران مرکزی و ادامه فرآیندهای ماگمایی بعدی مرتبط با آن در کمربند آتشفشانی ارومیه– دختر تطابق دارد.