Geochemistry and petrogenesis of plagiogranites in the Neyriz ophiolitic sequence, Iran: Constraints on their origin

Document Type : Original Article

Authors

Abstract

Plagiogranite intrusive rocks are outcropped in the gabbroic section of the Neyriz ophiolitic sequence in the south east of Shiraz. Petrographically, they are comprised of tonalite, trondhjemite and their contact with surrounding gabbros is either sharp or covered. Predominant textures are hypidiomorphic inequigranular, granophyry and micrographic. Mineralogically, they are consisting of plagioclase, quartz, sodium feldspars as major minerals and less than 10% amphibole ± pyroxene, opaques and rarely titanite and zircon as minor minerals. Geochemical studies show that their magma is sub-alkaline type (calc-alkaline series) and metaluminous. Typologically, plagiogranites have characteristics of oceanic ridge granite (ORG) toward I-type granites. Chonderite normalized REE patterns of Neyriz plagiogranites show depletion in LREEs along with a flat HREE patterns and it seems that they were formed in supra-subduction zone environment by partial melting of mafic rocks which in turn were formed by the anatexis of a previously depleted harzburgitic mantle.

Keywords

Full Text

مقدمه

تقریباً در همه مجموعه‌های افیولیتی، حجم کمی از سنگ‌های ماگمایی روشن اسیدی نیمه‌عمیق با SiO2 بالا، K2O خیلی پایین و Na2O بالا در قسمت‌های بالایی بخش نفوذی توالی وجود دارد. ترکیب این سنگ‌های اسیدی، در برگیرنده طیف وسیعی از سنگ‌های آلکالی گرانیت، تونالیت، ترونجمیت، آلبیت‌گرانیت، آلبیتیت و کوارتز دیوریت است. به‌منظور اجتناب از اشتباه گرفتن این نوع سنگ‌ها با انواع مشابه با منشأ قاره‌ای، Coleman و Peterman (1975) نام "پلاژیوگرانیت‌های اقیانوسی" را برای پلاژیوگرانیت‌های همراه با افیولیت‌ها برگزیدند. مقدار کم اما مشهودی از این نوع سنگ‌های تکامل یافته فلسیک شامل دیوریت، کوارتز دیوریت، تونالیت و ترونجمیت در بخش گابرویی پوسته اقیانوسی نیز وجود دارد Aumento, 1969)؛ Casey, 1997؛ Dick et al., 2000؛ Expedition Scientific Party, 2005؛ (Koepke et al., 2007. به‌طور کلی می‌توان گفت پلاژیوگرانیت‌ها حدود یک درصد حجمی پوسته پایینی اقیانوس‌ها را تشکیل می‌دهند و عمدتاً در قالب نفوذی‌های تأخیری در مجموعه‌های گابرویی نفوذ کرده‌اند (Koepke et al., 2004). از نحوه نفوذ و اندازه آن‌ها گزارش‌های متفاوتی شده است که به‌عنوان مثال می‌توان به این موارد اشاره نمود: به‌صورت رگه‌های فلسیک در حد چند میلی‌متر تا چند سانتی‌متر و در حجم کم از 200 مغزه گابرویی حفاری شده به طول 5/1 کیلومتر از پوسته پایینی اقیانوسی در پشته جنوب‌غربی هند (Dick et al., 2000)، در قالب توده‌های بزرگ در حد چندین متر یا مجموعه‌ای از شبکه‌های رگه‌ای مشتمل بر زمینه فلسیک و بیگانه‌سنگ‌هایی از سنگ‌های گابرویی یا دایکی (Juteau et al., 1988) و همچنین در قالب نفوذی‌های فلسیک مرحله آخر در اندازه چندین صدمتر از افیولیت‌های عمان (Lippard et al., 1986). بر اساس مشاهدات پتروگرافی سنگ نفوذی فلسیک شاخص در پوسته اقیانوسی، به‌طور معمول دارای پلاژیوکلاز غنی در آلبیت و کوارتز همراه با کانی تیره هورنبلند است که نشانگر تشکیل در شرایط حضور بالای آب است. اکسیدهای Fe-Ti، آپاتیت و بعضی اوقات زیرکن نیز از جمله کانی‌های فرعی هستند (Lippard et al., 1986; Koepke et al., 2007). در حال حاضر بر اساس تقسیم‌بندی IUGS واژه پلاژیوگرانیت اقیانوسی برای آن گروه از سنگ‌های نفوذی به‌کار برده می‌شود که شامل پلاژیوکلاز (در محدوده ترکیبی الیگوکلاز تا آنورتیت)، کوارتز و مقدار کمی هورنبلند و پیروکسن باشند (Le Maitre, 2002).

به‌طور کلی می‌توان گفت که پلاژیوگرانیت‌ها اهمیت ویژه‌ای در شناخت خاستگاه تکتونیکی افیولیت‌ها دارند. Pearce و همکاران (1984) بر اساس مقادیر عناصر کمیاب موجود در پلاژیوگرانیت‌ها سعی در بازسازی محیط زمین‌دینامیکی مجموعه‌های افیولیتی نمودند. پلاژیوگرانیت‌ها از پشته‌های میان اقیانوسی (Barbarin, 1999) و همچنین جزایر قوسی (برای مثال: Miyashiro, 1973؛ Gerlach et al., 1981)، پشته‌های حاشیه‌ای یا پشت قوسی (برای مثال: Malpas, 1979؛ Saunders et al., 1979؛ (Vernikovskiy et al., 1993 و پشته‌های پهنه بالای فرورانش (حوضه جلوی قوس) (برای مثال: Alabaster et al., 1982؛ Pearce et al., 1984؛ Jenner et al., 1991؛ (Jafri et al., 1995 نیز گزارش شده‌اند. حضور پلاژیوگرانیت‌ها به‌عنوان یکی از ویژگی‌‌های افیولیت‌های مزوزوئیک پهنه بالای فرورانش نئوتتیس در شرق مدیترانه و از جمله افیولیت نیریز محسوب می‌شود (به‌عنوان مثال: افیولیت‌های ترودوس، هاتای، آنتالیا، ورینوس و عمان) (Pearce et al., 1984).

از جمله سازوکارهایی که برای تشکیل پلاژیوگرانیت‌ها پیشنهاد شده است، می‌توان به موارد زیر اشاره کرد (Hatzipanagiotou et al., 1995):

حاصل آخرین مرحله تفریق مذاب‌های MORB، در نتیجه ذوب بخشی سنگ‌های گابرویی و نیز حاصل غیر قابل امتزاج بودن مایع سیلیکاته که نتیجه آن هم‌زیستی سنگ‌های فلسیک با فروگابروهاست.

با توجه به ارتباط نزدیک بین سنگ‌های پلاژیوگرانیتی با بخش‌های گابرویی در مجموعه‌های افیولیتی، بسیاری از پژوهشگران، منشأ این سنگ‌های روشن را از تفریق بخش گابرویی مجموعه‌های افیولیتی می‌دانند.

هدف از این نوشتار، بررسی پتروژنز و تعیین خاستگاه تکتونیکی پلاژیوگرانیت‌های نیریز و مقایسه آن‌ها با پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی عمان است.

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقه مورد مطالعه در 45 کیلومتری شمال‌غرب شهرستان نیریز، در بخش گابرویی مجموعه افیولیتی نیریز، رخنمون دارد (شکل 1- الف و ب). تماس سنگ‌های پلاژیوگرانیتی و گابروها به‌صورت واضح و در مواردی پوشیده است و بعضاً در محل تماس، بیگانه‌سنگ‌های گابرویی در توده پلاژیوگرانیتی مشاهده می‌شوند (شکل 2- الف). همچنین دو رخنمون از دایک‌های دیابازی تأخیری نیز در این توده مشاهده می‌شود (شکل 2- ب). به‌ندرت شواهدی از تفریق در قالب لایه‌بندی در پلاژیوگرانیت‌ها دیده می‌شود (شکل 2- ج). بافت کلی سنگ‌های پلاژیوگرانیتی نیریز دانه‌ای غیر همسان دانه با ضریب رنگی تمام روشن (هولولوکوکراتیک) هستند.


 

شکل 1- الف) نقشه زمین‌شناسی بخشی از مجموعه افیولیتی نیریز که شامل رخنمون‌های پلاژیوگرانیتی است (برگرفته از هاشمی تنگستانی، 1375)، ب) نمایی از رخنمون پلاژیوگرانیت در بخش گابرویی مجموعه افیولیتی نیریز، دید به سمت شمال‌شرق.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


 

شکل 2- الف) آنکلاوهای گابرویی، ب) دایک دیابازی تأخیری،
ج) لایه‌بندی ضعیف در پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز

 

روش انجام پژوهش

برای آگاهی از ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و پتروژنز پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز، پس از بررسی صحرایی، از تعداد 50 نمونه سنگی مقطع نازک تهیه شد. پس از مطالعات میکروسکوپی، تعداد 7 نمونه از تازه‌ترین سنگ‌ها انتخاب و به‌روش XRF و ICP-MS در آزمایشگاه زمین‌شیمی شرکت ALS Chemex کانادا آنالیز شیمیایی شد. به منظور تحلیل بهتر، از دوس مورد داده‌های زمین‌شیمیایی مربوط به پلاژیوگرانیت‌های منطقه (Babaei et al., 2006) نیز استفاده شده است.

 

پتروگرافی

بر اساس مطالعات پتروگرافی، سنگ‌های پلاژیوگرانیتی مجموعه افیولیتی نیریز از کانی‌های اصلی کوارتز، پلاژیوکلاز و فلدسپار سدیک و کانی‌های فرعی به‌مقدار کمتر از 10 درصد شامل آمفیبول همراه یا بدون پیروکسن، اوپاک و به‌ندرت تیتانیت و زیرکن تشکیل شده‌اند. کانی‌های ثانویه که عمدتاً تحت تأثیر دگرسانی گرمابی از پلاژیوکلازها و کانی‌های تیره حاصل شده‌اند شامل سریسیت، کائولینیت، کلریت، اپیدوت، زئولیت و کلسیت هستند. در نمودار مودال QAP، این سنگ‌ها در محدوده ترونجمیت قرار می‌گیرند ولی با توجه به نتایج بررسی‌های صحرایی، پلاژیوگرانیت در نظر گرفته می‌شوند.

بلورهای پلاژیوکلاز به‌صورت تخته‌ای نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار و گاهی متقاطع است و با اندازه در حد 2/0 تا 5 میلی‌متر، فراوان‌ترین کانی است که حدود 50 تا 70 درصد حجمی نمونه‌ها را تشکیل می‌دهد. این بلورها از نوع آلبیت، الیگوکلاز و بعضاً آندزین هستند و تحت تأثیر فرآیند سریسیتی شدن نیز قرار گرفته‌اند (شکل 3- الف). به‌ترتیب فراوانی، ماکل‌های تکراری و پریکلین در آن‌ها مشهود است (شکل 3- ب) و در مواردی هم منطقه‌بندی نوسانی نیز نشان می‌دهند.

کوارتز به‌صورت کاملاً بی‌شکل و هم‌بعد، از کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده در پلاژیوگرانیت نیریز است که در حدود 25 تا 35 درصد حجمی نمونه‌ها را شامل شده و دارای خاموشی موجی است. این کانی عمدتاً به‌صورت دانه‌درشت و گاهاً تجمعی از دانه‌های ریز خرد شده (در قالب بافت کاتاکلاستیک) تشکیل شده است. بافت‌های گرانوفیری و میکروگرافیک حاصل از رشد کوارتز و پلاژیوکلاز سدیم‌دار نیز در مقاطع نازک دیده می‌شود (شکل 3- ج).

کانی‌های تیره در قالب هورنبلند، همراه یا بدون پیروکسن و اوپاک، کمتر از 10 درصد حجمی پلاژیوگرانیت‌ها را تشکیل می‌دهند. هورنبلند به‌صورت منشوری کشیده شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار به اندازه 1 تا 2 میلی‌متر، در همه مقاطع نازک حضور دارد و بعضاً در اثر دگرسانی به کلریت، اپیدوت و ندرتاً تیتانیت تبدیل شده است. در بعضی موارد پلاژیوکلاز و پیروکسن به‌صورت ادخال در هورنبلند دیده می‌شوند که باعث ایجاد بافت پویی‌کیلیتیک شده‌اند. بلورهای کلینوپیروکسن به اندازه 1 تا 3 میلی‌متر به‌ندرت در بعضی از مقاطع نازک دیده می‌شوند و عمدتاً توسط ترمولیت و اکتینولیت جانشین شده‌اند. کانی‌های اوپاک نیز به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار به اندازه 5/0 تا 1 میلی‌متر هستند.

تیتانیت و زیرکن از جمله کانی‌های فرعی در پلاژیوگرانیت نیریز هستند. تیتانیت به‌صورت اولیه به‌شکل لوزی و همچنین گوه‌ای مانند است و اکثراً در کنار هورنبلند و کانی‌های اوپاک دیده می‌شود ولی نوع ثانویه آن، که در اثر دگرسانی از هورنبلند توسعه یافته است، نیز در مقاطع نازک وجود دارد. زیرکن هم به‌ندرت به‌صورت ادخال در کوارتز و پلاژیوکلاز دیده می‌شود.

 

زمین‌شیمی

پلاژیوگرانیت‌های نیریز دارای مقادیر بالایی از SiO2 (6/72-5/80)، Na2O (31/4-74/5) و CaO (26/1-59/4) و مقدار خیلی پایین K2O (04/0-07/0) هستند (جدول 1) و درنمودار نورماتیو An-Ab-Or (O’Conner, 1965) در محدوده ترونجمیت و تونالیت قرار می‌گیرند (شکل 4). با توجه به مقادیر بسیار پایین کانی‌های تیره در آن‌ها بهتر است فقط نام ترونجمیت به آن‌ها اطلاق شود. همان‌طور که در شکل 4 مشاهده می‌شود، پلاژیوگرانیت‌های نیریز روندی به‌سمت Ab بالا در مقابل مقادیر پایین Or را دنبال می‌کنند که این خود نشانه‌ای از تفریق پلاژیوکلاز است. همچنین با توجه به مقادیر K2O و بر اساس نظر Coleman و Peterman (1975)، پلاژیوگرانیت‌های نیریز، آلبیت‌گرانیت بوده و در محدوده تولئیت با پتاسیم کم قرار می‌گیرند (شکل 5).

 

 

شکل 3- الف) فرآیند سریسیتی شدن در پلاژیوکلاز سدیک، ب) ماکل تکراری و پریکلین در پلاژیوکلاز، ج) بافت میکروگرافیک در پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز. همه عکس‌ها در نور XPL گرفته شده‌اند.

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی اکسیدهای اصلی (wt%) و عناصر فرعی (ppm) پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز. نمونه‌های A04 و 30A از Babaei و همکاران (2006) گرفته شده است. (na= آنالیز نشده، nd= کمتر از حد تشخیص)

Sample

AA-17

AA-32

AA-33

AA-35

AA-36

AA-43

AA-51

A04

30A

Symbol

●

●

●

●

●

●

●

∆

∆

wt%

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

80.5

79.8

76.4

72.7

73.2

72.6

77.6

80.5

76.57

TiO2

0.06

0.12

0.15

0.25

0.23

0.21

0.07

0.13

0.21

Al2O3

10.8

10.2

12.2

14.5

13.3

13.4

12

13.56

13.56

FeO

0.59

0.82

0.55

1.42

2.72

2.6

0.92

0.35

0.44

MnO

0.01

0.01

nd

0.01

0.01

0.01

0.01

nd

0.01

MgO

0.3

0.22

0.35

0.42

0.33

0.45

0.53

0.45

0.5

CaO

2.27

1.26

2.08

4.59

3.6

3.99

2.76

2.09

3.06

Na2O

4.51

5.03

5.74

4.5

4.48

4.31

4.49

4.51

5.41

K2O

0.04

0.04

0.04

0.05

0.06

0.05

0.04

0.13

0.07

MnO

0.01

0.01

nd

0.01

0.01

0.01

0.01

nd

0.01

P2O5

nd

0.01

0.08

0.09

0.01

0.13

nd

0.02

0.04

SrO

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

na

na

L.O.I.

0.2

0.1

0.1

0.2

0.3

0.9

0.69

0.69

3.47

Total

99.3

97.6

97.7

98.8

98.3

98.7

99.1

100.29

103.34

A/CNK

1.58

1.61

1.55

1.59

1.63

1.6

1.65

1.7

1.59

A/NK

2.37

2.01

2.11

3.19

2.93

3.07

2.65

2.46

2.47

ppm

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ba

30.1

7.6

19

26

41.1

30.2

27.2

29.71

34.05

Ce

0.7

0.8

0.9

1.4

1.4

1

0.6

0.8

0.8

Co

1.4

2

2

3.2

4.4

4.5

4

na

na

Cr

20

10

nd

nd

nd

nd

nd

nd

5

Cs

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

nd

na

na

Cu

8

10

5

7

7

5

5

na

na

Dy

1.07

8.16

11.1

1.77

2.19

2.03

0.88

1.48

1.23

Er

0.83

6.71

8.99

1.26

1.6

1.38

0.71

1.81

0.89

Eu

0.39

0.26

0.36

0.46

0.48

0.47

0.39

0.32

0.42

Ga

9.6

10

12

14.4

13.5

13.7

11.8

na

na

Gd

0.62

3.62

4.87

1.15

1.26

1.24

0.54

0.97

0.86

Hf

0.9

1.8

3.2

0.5

0.5

0.3

0.7

na

na

Ho

0.26

2.2

2.96

0.42

0.52

0.47

0.23

na

na

La

nd

nd

nd

0.7

0.7

0.5

nd

0.3

0.25

Lu

0.12

0.9

1.19

0.21

0.3

0.19

0.11

0.21

0.17

Nb

nd

0.6

0.6

0.2

0.3

0.2

nd

1.88

1.22

Nd

0.8

1.3

1.6

1.3

1.5

1.3

0.6

1

1.1

Ni

nd

5

nd

nd

6

5

8

na

na

Pr

0.1

0.16

0.17

0.21

0.23

0.18

0.11

na

na

Rb

0.4

0.3

0.3

0.3

0.4

0.2

0.2

1.41

1.95

Sm

0.37

1.17

1.54

0.6

0.72

0.75

0.33

0.6

0.5

Sr

85.2

90.8

119

125.5

104

107.5

106

94.8

134.11

Ta

0.01

0.1

0.1

0.01

0.01

0.01

0.01

0.89

0.97

Tb

0.14

0.98

1.36

0.27

0.3

0.3

0.13

na

na

Th

0.09

0.22

0.2

0.07

0.08

nd

0.05

na

na

Tm

0.14

0.99

1.29

0.2

0.26

0.2

0.12

na

na

V

12

10

14

13

13

18

23

nd

6

W

2

2

2

2

2

2

2

na

na

Y

7.5

61.5

83.9

11.5

14.5

12.2

6.2

10.4

14.5

Yb

0.87

5.86

7.8

1.3

1.73

1.27

0.66

1.2

0.9

Zn

5

nd

nd

8

7

10

nd

na

na

Zr

24

43

89

14

15

7

18

41

47

 

 

پلاژیوگرانیت‌های نیریز بر اساس ویژگی متاآلومینوس بودن (A/CNK<1) از ترونجمیت‌های قاره‌ای تفکیک می‌شوند و در نمودار SiO2/Al2O3 در برابر A/CNK در محدوده پلاژیوگرانیت‌های اقیانوسی (OP) قرار می‌گیرند (شکل 6- الف). در نمودار Na2O+K2O در مقابل SiO2 (Irvine and Baragar, 1971) (شکل 6- ب) نیز نمونه‌ها در محدوده ساب‌آلکالن واقع می‌شوند که خود نشانه‌ای از تبلور ماگما در شرایط اکسیدان است (Ishihara, 1977).

بر اساس نمودارهای FeO+MgO در مقابل SiO2 و AFM (Rickwood, 1989) نمونه‌های منطقه در محدوده کالک‌آلکالن واقع می‌شوند (شکل 7- الف و ب).

 

 

   

شکل 4- نمودار نورماتیو An-Ab-Or در سنگ‌های پلاژیوگرانیتی مجموعه افیولیتی نیریز (O’Connor, 1965)

شکل 5- نمودار K2O در مقابل SiO2 در سنگ‌های پلاژیوگرانیتی مجموعه افیولیتی نیریز (Le Maitre, 2002)
 

شکل 6- الف) نمودار SiO2/Al2O3 در مقابل .A/CNK (محدوده‌ها از Rameshwar و همکاران (2004))، ب) نمودار Na2O+K2O در مقابل SiO2 (Irvine and Bargar, 1971) برای سنگ‌های پلاژیوگرانیتی مجموعه افیولیتی نیریز
 

شکل 7- الف) نمودار FeO+MgO در مقابل SiO2، ب) نمودار AFM برای سنگ‌های پلاژیوگرانیتی مجموعه افیولیتی نیریز (Rickwood, 1989)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

نسبت‌های A/CNK و A/NK برای پلاژیوگرانیت‌های نیریز به‌ترتیب در محدوده 70/1 و 19/3 واقع می‌شوند که نشانگر متاآلومینوس بودن آن‌هاست (شکل 8- الف). در نمودار دوتایی SiO2 در مقابل A/CNK (Chappell and White, 1974) از آن‌جا که نسبت‌های A/CNK کمتر از 1/1 است بنابراین نمونه‌ها در محدوده گرانیت‌های I-type قرار می‌گیرند (شکل 8- ب). همچنین، بررسی روند اکسیدهای اصلی در مقابل SiO2 (نمودارهای هارکر) برای توده‌های گابرویی و پلاژیوگرانیتی مجموعه افیولیتی نیریز نشان می‌دهد که فرآیند تفریق ماگمایی در سنگ‌های پلاژیوگرانیتی و گابرویی به‌صورت جداگانه عمل نموده است، اما با توجه به اینکه پیوستگی بین نمونه‌های متعلق به این دو نوع خانواده سنگی دیده نمی‌شود، در نتیجه تکوین توده پلاژیوگرانیتی از گابروها را نمی‌توان محرز دانست (علیزاده، 1390).

 

 

شکل 8- قرارگیری سنگ‌های پلاژیوگرانیتی مجموعه افیولیتی نیریز در الف) محدوده متآلومینوس در نمودار A/NK در مقابل A/CNK (Shand, 1943) و ب) محدوده گرانیت نوع I در نمودار A/CNK در مقابل SiO2 (Chappell and White, 1974)

 

 

منشأ و خاستگاه تکتونیکی پلاژیوگرانیت‌های نیریز

توافق کلی بر این است که عناصر با قدرت میدانی بالا (HFSE: Ti, Zr, Y, Nb, Ta and Hf)، عناصر واسطه (Ni, Cr, U, Se, Tm) و عناصر نادر خاکی در طول دگرسانی گرمابی ضعیف تا متوسط و حتی نسبتاً شدید، به‌صورت غیر متحرک عمل می‌کنند، در حالی که عناصر با قدرت میدانی کم (LFSE: Sr, Ba, Rb, Cs) و عناصری نظیر Na، K و Si در سیالات آبدار متحرک هستند (Pearce, 1975؛ Humphris and Thompson, 1978؛ Wood et al., 1979؛ Middleburg et al., 1988؛ Ahmed, 1993؛ Meffre et al., 1996؛ Bedard, 1999؛ (Jiang et al., 2008. بنابراین استفاده از این عناصر اطلاعات قابل توجهی را در مورد منشأ و تکامل سنگ‌های آذرین فراهم خواهد نمود. از داده‌های عناصر کمیاب پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز در تعیین خاستگاه تکتونیکی آن‌ها در نمودارهای Pearce و همکاران (1984) استفاده شده است. در نمودارهای Rb در مقابل (Y+Nb) و Nb در مقابل Y (شکل 9- الف و ب)، به‌ غیر از دو نمونه که در محدوده گرانیت‌های پشته اقیانوسی (ORG) قرار می‌گیرند، برای سایر نمونه‌ها، مقادیر پایین Y با گرانیت‌های قوس ماگمایی (VAG) سازگاری دارند. چنین وضعیتی در پلاژیوگرانیت‌های دیگر مجموعه‌های افیولیتی جهان، مانند عمان (Rollinson, 2009) و ترودوس در قبرس (Floyd et al., 1998) نیز گزارش شده است. نشان دادن ویژگی‌های حدواسط نوع I و OR در پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز از مشخصات بارز پلاژیوگرانیت‌های توسعه یافته در محیط بالای فرورانش مانند عمان و ترودوس است.

 

 

شکل 9- الف و ب) نمودارهای متمایز کننده ماگماهای گرانیتی (Pearce et al., 1984) برای سنگ‌های پلاژیوگرانیتی مجموعه افیولیتی نیریز

 

 

همچنین Pearce و همکاران (1984) در کنار نمودارهای تشخیص محیط تکتونیکی سنگ‌های اسیدی، نمودارهای عنکبوتی به‌هنجار شده بر اساس ORG را به‌منظور اظهار قطعیت بیشتر در مورد محیط تکتونیکی آن‌ها ارائه نمودند. در مقایسه با گرانیت پشته میان اقیانوسی (ORG)، نمودار عنکبوتی پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز در مقادیر LILE و HFSE تهی‌شدگی نشان می‌دهند (جدول 1 و شکل 10- الف). الگوی شکل 10- الف شباهت‌هایی را با الگوی ارائه شده برای گرانیت‌های قوس آتشفشانی عمان (Pearce et al., 1984) نشان می‌دهد، هر چند که تمرکز مقادیر HFSE در پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز بسیار کمتر از مقادیر یاد شده برای گرانیت‌های قوس آتشفشانی عمان است. وجود بی‌هنجاری منفی Nb و مقادیر پایین Ta در نمونه‌ها (به‌غیر از دو نمونه بر گرفته شده از Babaei و همکاران (2006)) می‌تواند گویای تشکیل پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز در پهنه بالای فرورانش (SSZ) باشد (Nicholson et al., 2000).

در نمودار عناصر کمیاب پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز به‌هنجار شده با MORB (شکل 10- ب) تمرکز اکثر عناصر کمیاب (به‌غیر از عناصر متحرک در سیال نظیر Ba، Sr) کمتر از مقادیر آن‌ها برای MORB است که این امر می‌تواند نشانگر یک منبع شدیداً تهی‌ شده برای پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز باشد. الگوی زمین‌شیمیایی عناصر نادر خاکی پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز به‌هنجار شده با کندریت (شکل10- ج) نیز نشانگر تهی‌شدگی شدیدتر در LREE در مقایسه با HREE است. مقادیر پایین نسبت LREE/HREE و وجود بی‌هنجاری منفی Eu در برخی از نمونه‌های پلاژیوگرانیتی نیریز را می‌توان در قالب تفریق وسیع پلاژیوکلاز از مذاب‌هایی با تفریق‌یافتگی کمتر توجیه نمود که این مسأله با محتوای پایین Al نمونه‌های پلاژیوگرانیتی کاملاً هماهنگ است و چنین الگویی در ترونجمیت‌ها و داسیت‌های متعلق به جزایر قوسی جوان و پلاژیوگرانیت‌های افیولیت‌ها نیز معمول است (Culler and Graf, 1984).

Rollinson (2009) نیز چنین الگویی را برای پلاژیوگرانیت‌های تأخیری عمان پیشنهاد کرده است. در مقابل، وجود بی‌هنجاری مثبت ضعیف Eu در برخی از نمونه‌های پلاژیوگرانیتی (شکل 10- ج) که دارای مقادیر کمی بالاتر از LREE/HREE نسبت به گروه قبل هستند را در قالب انباشتگی فلدسپارها می‌توان توجیه نمود. اما Culler و Graf (1984) نشان دادند که وجود بی‌هنجاری مثبت Eu در ترونجمیت‌ها نمی‌تواند نتیجه انباشتگی فلدسپارها باشد و احتمالاً حاصل تعادل هورنبلند/مذاب است که در طی جدایش هورنبلند، Eu در قیاس با دیگر REEها در مذاب‌های تفریق‌یافته‌تر متمرکز می‌شود. بدین ترتیب میزان REEها به جزء Eu کاهش یافته و نهایتاً سنگ‌هایی با محتوای HREE کم ولی با آنومالی مثبت Eu ایجاد می‌شود و این دقیقاً مشابه با وضعیتی است که در برخی نمونه های پلاژیوگرانیتی نیریز دیده می‌شود. در هر دو شکل 10- ب و ج، دو نمونه در عناصرHREE و بعضی از عناصر HFSE (نظیر Dy، Y، Yb و Lu) غنی‌شدگی نشان می‌دهند که ممکن است نشانگر دو ماگمای مادر متفاوت باشد. به هر حال الگوی عناصر REE و همچنین عناصر کمیاب پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز، شباهت زیادی را به الگوی عناصر یاد شده در پلاژیوگرانیت‌های تأخیری مجموعه افیولیتی عمان در Jebel Fayyad دارد که بر اساس نظر Rollinson (2009) بایستی از ذوب یک سنگ منشأ بازی مشتق شده از ذوب یک گوشته تهی‌شده هارزبورژیتی نشأت گرفته باشند.

 

نتیجه‌گیری

شواهد صحرایی مانند وجود بیگانه‌سنگ‌های گابرویی در پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز همراه با تماس واضح بین آن دو حاکی از تزریق ماگمای اسیدی است. سنگ‌های پلاژیوگرانیتی نیریز در محدوده تونالیت و ترونجمیت قرار می‌گیرند، اما به‌علت ضریب رنگی هولولوکوکرات و کانی‌های تیره کم فقط نام ترونجمیت برای آن‌ها پیشنهاد می‌شود. این سنگ‌ها دارای مشخصات ماگمای ساب‌آلکالن نوع کالک‌آلکالن، پرآلومینوس و از نوع گرانیتوییدهای I هستند.

 

شکل 10- نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های پلاژیوگرانیتی مجموعه افیولیتی نیریز، الف) به‌هنجار شده با گرانیت‌های پشته میان اقیانوسی (Pearce et al., 1984)، ب) به‌هنجار شده با MORB (Sun and McDonough, 1989) و ج) الگوی عناصر نادر خاکی به‌هنجار شده با کندریت (Sun and McDonough, 1989).

 

نبود فاز حدواسط دیوریتی همراه با فقدان پیوستگی در روند تغییرات اکسیدهای اصلی در مقابل SiO2 برای توده‌های گابرویی و پلاژیوگرانیتی، وجود فرآیند تفریق از یک فاز بازی، جهت توسعه پلاژیوگرانیت‌ها را تأیید نمی‌کند. همچنین فقدان غنی‌شدگی پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز در LREE مشتق شدن آن‌ها از ذوب آمفیبولیت‌ها را نیز منتفی می‌سازد. حضور دو نمونه دارای غنی‌شدگی در عناصر HREE و Y می‌تواند نشانگر دو ماگمای مادر متفاوت باشند. با توجه به شباهت الگوی عناصر REE و عناصر کمیاب پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز با پلاژیوگرانیت‌های تأخیری مجموعه افیولیتی عمان، می‌توان اظهار نمود که ماگمای سازنده پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز در یک محیط تکتونیکی پهنه بالای فرورانش از ذوب بخشی سنگ‌های بازی حاصل شده باشند که این سنگ منشأ خود قبلاً از ذوب یک گوشته تهی‌شده هارزبورژیتی نشأت گرفته است.

References

علیزاده، ا. (1390) زمین‌شیمی و پتروژنز پلاژیوگرانیت‌های مجموعه افیولیتی نیریز، جنوب‌شرق شیراز: با تأکیدی بر منشأ آن‌ها. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید باهنر کرمان، ایران.
هاشمی تنگستانی، م. (1375) ویژگی‌های پتروشیمیایی انباشته‌های مافیک و الترامافیک (تنگ حنای نیریز). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید باهنر، کرمان، ایران.
Ahmed, Z. (1993) Leucocratic rocks from the Bela ophiolite, Khuzdar District, Pakistan. In: Treloar, P. J. and Searle, M. P. (Eds.): Himalayan Tectonics. Geological Society of London Special Publication 74: 89-100.
Alabaster, T., Pearce, J. A. and Malpas, J. (1982) The volcanic stratigraphy and petrogenesis of the Oman ophiolite. Contributions to Mineralogy and Petrology 81: 168-183.
Aumento, F. (1969) Diorites from the mid- Atlantic ridge at 45º N. Science 165: 1112-1113.
Babaei, H. A., Babaei, A. M., Ghazi, A. and Arvin, M. (2006) Geochemical, 40Ar/39Ar age and isotopic data for crustal rocks of the Neyriz ophiolite, Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 43: 57-70.
Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origin and their geodynamic environment. Lithos 46: 605-626.
Bedard, J. H. (1999) Petrogenesis of boninites from the Betts Cova ophiolites, Newfoundland, Canada: identification of subducted source components. Journal of Petrology 40:1853-1889.
Casey, J. F. (1997) Comparison of major- and trace-element geochemistry of abyssal peridotites and mafic plutonic rocks with basalts from the MARK region of the mid-Atlantic ridge. In: Karson, J. A., Cannat, M., Miller, D. J. and Elthon, D. (Eds,): Proceedings of the ODP, Science Research, Oceanic Drilling Program. College Station 153: 181-241.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8: 173-174.
Coleman, R. G. and Peterman, Z. E. (1975) Oceanic Plagiogranites. Journal of Geophysical Research 80:1 099-1108.
Culler, R. L. and Graf, J. L. (1984) Rare erath elements in igneous rocks of the continental crust: Intermediate and silicic rocks- ore petrogenesis. In: Henderson, P. (Ed.): Rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam.
Dick, H. J. B., Natland, J. H., Alt, J. C., Bach, W., Bideau, D., Gee, J. S., Haggas, S., Hertogen, J. G. H., Hirth, G., Holm, P. M., Ildefonse, B., Iturrino, G. J., John, B. E., Kelley, D. S., Kikawa, E., Kingdon, A., LeRoux, P. J., Maeda, J., Meyer, P. S., Miller, D. J., Naslund, H. R., Niu, Y. L., Robinson, P. T., Snow, J., Stephen, R. A., Trimby, P. W., Worm, H. U. and Yoshinobu, A. (2000) A long in situ section of the lower oceanic crust: results of ODP Leg 176 drilling at the Southwest Indian Ridge. Earth Planetary Science Letters 179: 31-51.
Expedition Scientific Party (2005) Oceanic core complex formation, Atlantis Massif-oceanic core complex formation, Atlantis Massif, mid-Atlantic Ridge: drilling into the foot-wall and hanging wall of a tectonic exposure of deep, young oceanic lithosphere to study deformation, alteration and melt generation. IODP Preliminary Report 305, DOI 10.2204/iodp.pr.305.2005.
Floyd, P. A., Yaliniz, M. K. and Goncuoglu, M. C. (1998) Geochemistry and petrogenesis of intrusive and extrusive ophiolite plagiogranite, Central Anatolian crystalline complex Turkey. Lithos 42: 225-241.
Gerlach, D. C., Avelallemant, H. G. and Leeman, W. P. (1981) An island arc origin for the Canyon Mountain ophiolite complex, eastern Oregon, U.S.A. Earth and Planetary Science Letters 53: 255-265.
Hatzipanagiotou, K., Lekkas, E. and Migiros C. (1995) Plagiogranites in the ultrabasic rocks of the Koziakas Mountain (Central Greece). Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft 146: 479-486.
Humphris, S. E. and Thompson, G. (1978) Hydrothermal alteration of oceanic basalts by seawater. Geochemica et Cosmochimica Acta 42: 107-125.
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-545.
Ishihara, S. (1977) The magnetite-series and ilmenite-series granitic rocks. Mining Geology 27: 293-305.
Jafri, S. H., Charan, S. N. and Govile, P. K. (1995) Plagiogranite from the Andaman ophiolite belt, Bay of Bengal, India. Journal of the Geological Society of London 152: 681-687.
Jenner, G. A., Dunning, G. R., Malpas, J., Brown, M. and Brace, T. (1991) Bay of Island and Little port complex, revisited: age, geochemical and isotopic evidence confirm supra subduction zone origine. Canadian Journal of Earth Sciences 28: 1635-1652.
Jiang, Y. H., Liao, S. Y., Yang, W. Z. and Shen, W. Z. (2008) An island arc origin of plagiogranites at Oytag, western Kunlun orogeny, northwest China: SHRIMP zircon U-Pb chronology, elemental and Sr-Nd-Hf isotopic geochemistry and Paleozoic tectonic implications. Lithos 106: 323-335.
Juteau, T., Ernewein, M., Reuber, I., Whitechurch, H. and Dahl, R. (1988) Duality of magmatism in the plutonic sequence of the Sumail Nappe, Oman. Tectonophysics 151: 107-135.
Koepke, J., Berndt, J., Feig, S. T. and Holtz, F. (2007) The formation of SiO2-rich melts within the deep oceanic crust by hydrous partial melting of gabbros. Contributions to Mineralogy and Petrology 153: 67-84.
Koepke, J., Feig, S. t., Snow, J. and Freise, M. (2004) Petrogenesis of oceanic plagiogranites by partial melting of gabbros: an experimental study. Contributions to Mineralogy and Petrology 146: 41-432.
Le Maitre, R. W. (2002) Igneous rocks. A classification and glossary of terms. Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommision on the systematics of Igneous Rocks. 2nd edition. Cambridge University Press, Cambridge.
Lippard, S. J., Shelton, A. W. and Gass, I. G. (1986) The ophiolite of Northern Oman. Geological Society Memoir, 11. Blackwell, Oxford.
Malpas, J. (1979) Two contrasting trondhjemite associations from transported ophiolites in Western Newfoundland: initial report. In: Barker, F. (Ed.): Trondhjemites, dacites and related rocks. Elsevier, Amsterdam.
Meffre, S., Aitchison, J. C. and Crawford, A. J. (1996) Geochemical evolution and tectonic significance of boninites and tholeiites from the Koh ophiolite, New Caledonia. Tectonics 15: 67-83.
Middleburg, J. J., VanDer Weijden, C. H. and Woittiez, J. R. W. (1988) Chemical processes affecting the mobility of major, minor and trace elements during weathering of granitic rocks. Chemical geology 68: 253-273.
Miyashiro, A. (1973) The Troodos ophiolitic complex was probably formed in an island arc. Earth Planetary Science Letters 19: 218-224.
Nicholson, K. N., Black, P. M. and Picard, C. (2000) Geochemistry and tectonic significance of the Tongihua Ophiolite complex, New Zealand. Tectonophysics 321: 6-15.
O’Connor, J. T. (1965) A classification of quartz-rich Igneons rocks based on feldspar ratios. United State Geological Survey Professional Papers 525B: B79-B84.
Pearce, J. A. (1975) Basalt geochemistry used to investigate past tectonic environment on Cyprus. Tectonophysics 25: 41-67.
Pearce. J. A., Harris. N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 965-983.
Rameshwar, D., Rai, H. and Kumar, S. J. (2004) Origin of oceanic plagiogranite in the Nidar ophiolitic sequence of eastern Ladakh, India. Journal of Current Science 87: 999-1005.
Rickwood, P. C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos 22: 247-263.
Rollinson, H. (2009) New models for the genesis of plagiogranites in the Oman ophiolite. Lithos 112: 603-614.
Saunders, A. D., Tarney, J., Stern, C. R. and Dalziel, I. W. D. (1979) Geochemistry of Mesozoic marginal basin floor igneous rocks from southern Chile. Part 1. Geological Society of America Bulletin 90: 237-258.
Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. D. Van Nostrand Company, New York.
Sun, S. S. and Mc Donough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes. In: Saunders, A. D and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in ocean basins. Geological Society of London Special Publication 42: 313-345.
Vernikovskiy, V. A., Neymark, L. A., Proskurin, V. F. and Yakovleva, S. Z. (1993) Late Riphean age of the Kunar massif plagiogranites (U-Pb zircon dating). Transactions of the Russian Academy of Sciences 331: 706-708 (in Russian).
Wood, D. A., Joron, J. L. and Treuil, M. (1979) A re-appraisal of the use of trace elements to classify and discriminate between magma series erupted in different tectonic settings. Earth and Planetary Science Letters 50: 325-336.
Yaliniz, M. K., Floyd, P. A. and Goncuoglu, M. C. (2000) Petrology and geotectonic significance of plagiogranite from the Sarikaraman ophiolite (Central Anatolia, Turkey). Ofioliti 25: 31-37.

Files

History

  • Receive Date: 14 June 2016
  • Revise Date: 26 December 2017
  • Accept Date: 14 June 2016

Share

How to cite

Statistics