Document Type : Original Article
Authors
Abstract
Keywords
مقدمه
گرانیتوئیدها در محیط زمین‌ساختی متفاوت و از طریق فرآیندهای ژئودینامیکی مختلف ضخیم‌شدگی پوسته‌ای ناشی از برخورد قاره‌ای، نفوذ ماگمای مختلف گوشته‌ای به زیر پوسته قاره‌ای و نازک‌‌شدگی لیتوسفر و بالا آمدگی گوشته استنوسفری به وجود می‌آید. اختلاط منابع بازالتی زیر ورقه‌ای با اجزای پوسته‌ای موجود در جایگاه‌های تولید این سنگ‌ها نیز از بارز‌ترین ویژگی‌های سنگ‌های گرانیتی است (Selman Aydigan et al., 2008). این گونه مدل‌های ژئودینامیکی و ماگمایی طی دوره کرتاسه تا اواخر ترسیری در بخش‌های وسیعی از پهنه ساختاری ایران به ویژه در ارومیه-دختر سبب ایجاد توده‌های نفوذی گرانیتوئیدی کالک‌آلکالن در ارتباط با مناطق فرورانش حاشیه قاره‌ای فعال همزمان تا پس از برخورد شده است.
زمین‌شناسی منطقه
توده‌های نفوذی بررسی شده در شمال‌غرب تا جنوب یزد و در بین طول‌های جغرافیایی '15 º53 تا º54 شرقی و عرض‌های جغرافیایی '40 º31 تا '20 º32 شمالی و در بخش مرکزی کمربند آتشفشانی ارومیه-دختر و پهنه ایران مرکزی واقع شده است (شکل 1).
بر اثر نفوذ توده خضرآباد در سازند کهر که بیشتر شامل شیل و ماسه‌سنگ سیلستون است به پدیده دگرگونی درجه ضعیف و کانه‌زایی آهن منجر شده است (شکل 2-A) اما توده‌های کافی‌آباد، علی‌آباد و آدربلندان در سنگ‌های آهک کرتاسه سازند تفت نفوذ کرده و موجب اسکارن‌زایی (منطقه هشت‌‌کوه) و کانه‌زایی آهن و مس در منطقه شده است (شکل 2-B). توده‌های نفوذی علی‌آباد، آدربلندان، ارجنان و امین‌آباد در سنگ‌های رسوبی-آتشفشانی ائوسن متشکل از گدازه‌ها آندزیتی و سنگ آهک‌های نومولیت‌دار نفوذ نموده است و Amidi (1977) سن بین 17 تا 19 میلیون سال برای توده‌های نفوذی منطقه اردکان (ارجنان و امین‌آباد) تعیین کرده‌است که با در نظر گرفتن موقعیت این توده‌ها در کمربند آتشفشانی ارومیه-دختر، سن الیگو-میوسن برای توده‌های یزد منطقی به نظر می‌رسد (شکل 2-C).
|
|
شکل 1- نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه بر گرفته از نقشه1:250000 نایین (Amidi, 1978) و نقشه 1:100000 خضرآباد (Hajmolla Ali, 1993) و موقعیت توده‌های نفوذی یزد را در ارتباط با نوار ماگماتیسم ارومیه-دختر (Aghanabati, 1998) نشان می‌دهد. اعداد 1تا 6 به‌ترتیب نشانه توده‌های خضرآباد، کافی‌آباد، علی‌آباد، آدربلندان، ارجنان و امین‌آباد است. |
||
|
شکل 2- ارتباط صحرایی توده‌های نفوذی یزد با سنگ‌های منطقه: (A کنتاکت توده گرانیتوئیدی (Gr) با سازند کهر (KF)، (B کنتاکت توده گرانیتوئیدی (Gr) با سازند تفت (TF) و اسکارن‌زایی (S) و (C نفوذ زبانه‌هایی از توده در سنگ‌های آتشفشانی ائوسن (EV) |
|||
روش انجام پژوهش
پس از عملیات صحرایی و نمونه‌برداری، 120 مقطع نازک تهیه شد و بر اساس تنوع ترکیب سنگ‌شناسی توده‌های نفوذی، 25 نمونه از سنگ‌های منطقه به آزمایشگاه ACME کشور کانادا ارسال و تجزیه شیمیایی عناصر اصلی با روش ICP-ES و عناصر کمیاب با روش ICP-MS (بسته آنالیزی 4A4B) انجام شد و پس از تصحیحات لازم با نرم‌افزار GCDKit 3.00 (Janousek Farrow and Erban, 2008) به پردازش و تحلیل داده‌ها پرداخته شد. در جدول 1 نتایج آنالیز شیمیایی ارایه شده است.
جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی توده‌های یزد با روش ICP-MS
|
Sample area |
Erjenan |
Kafiabad |
Aliabad |
|||||||||
|
Sample no. |
EJ.4 |
EJ.24 |
EJ.22 |
KF.7.15 |
KF.7.26 |
KF.7.3 |
KF.7.40 |
KF.6.11 |
KF.7.1 |
AL.33 |
AL.34 |
AL.57 |
|
Rock type |
Granodiorite |
Granodiorite |
Granodiorite |
Granite |
Granite |
Granite |
Granite |
Granite |
Granite |
Granite |
Granite |
Granite |
|
(Wt%) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
SiO2 |
66.46 |
66.77 |
67.97 |
69.91 |
69.94 |
70.24 |
71.01 |
71.78 |
72.78 |
68.46 |
70.05 |
70.56 |
|
Al2O3 |
16.48 |
16.09 |
15.81 |
14.56 |
14.44 |
14.25 |
14.04 |
14.12 |
14.07 |
14.67 |
14.63 |
14.30 |
|
FeO |
0.32 |
0.37 |
0.41 |
0.91 |
0.95 |
0.92 |
0.51 |
0.49 |
0.41 |
0.77 |
0.72 |
0.82 |
|
Fe2O3 |
0.97 |
1.12 |
1.21 |
2.74 |
2.84 |
2.76 |
1.53 |
1.50 |
1.07 |
2.13 |
2.16 |
2.65 |
|
FeOt |
1.29 |
1.49 |
1.62 |
3.65 |
3.79 |
3.68 |
2.04 |
1.99 |
1.48 |
2.90 |
2.88 |
3.47 |
|
MgO |
2.39 |
2.67 |
2.24 |
1.20 |
1.21 |
1.21 |
1.13 |
1.11 |
0.89 |
1.41 |
1.35 |
1.20 |
|
CaO |
4.94 |
3.84 |
3.49 |
2.76 |
2.82 |
2.73 |
2.84 |
1.27 |
2.20 |
2.57 |
2.61 |
2.69 |
|
Na2O |
4.58 |
5.67 |
5.12 |
3.42 |
3.38 |
3.33 |
5.15 |
4.75 |
5.06 |
3.98 |
3.86 |
3.42 |
|
K2O |
2.66 |
2.33 |
2.69 |
3.66 |
3.63 |
3.76 |
3.15 |
4.16 |
3.06 |
3.85 |
3.86 |
3.71 |
|
TiO2 |
0.60 |
0.59 |
0.55 |
0.43 |
0.42 |
0.40 |
0.37 |
0.36 |
0.30 |
0.45 |
0.44 |
0.31 |
|
P2O5 |
0.35 |
0.31 |
0.25 |
0.13 |
0.15 |
0.11 |
0.12 |
0.14 |
0.12 |
0.13 |
0.13 |
0.11 |
|
MnO |
0.13 |
0.12 |
0.12 |
0.07 |
0.07 |
0.09 |
0.03 |
0.06 |
0.02 |
0.07 |
0.06 |
0.05 |
|
Cr2O3 |
0.012 |
0.012 |
0.010 |
0.004 |
0.003 |
0.006 |
0.005 |
0.013 |
0.004 |
0.005 |
0.005 |
0.006 |
|
Sum |
99.89 |
99.89 |
99.87 |
99.79 |
99.85 |
99.81 |
99.89 |
99.75 |
99.98 |
99.78 |
99.88 |
99.83 |
|
LOI |
0.9 |
0.9 |
0.8 |
0.6 |
0.4 |
0.3 |
0.5 |
1.1 |
0.6 |
0.5 |
0.6 |
0.5 |
|
(ppm) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ni |
25 |
32 |
20 |
20 |
20 |
20 |
20 |
24 |
20 |
20 |
20 |
20 |
|
Sc |
9 |
9 |
8 |
7 |
7 |
7 |
19 |
14 |
4 |
5 |
5 |
7 |
|
Ba |
410 |
428 |
430 |
514 |
535 |
521 |
516 |
442 |
512 |
560 |
543 |
502 |
|
Be |
4 |
4 |
2 |
3 |
3 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
2 |
|
Co |
2.7 |
2.8 |
3.9 |
6.6 |
7.0 |
7.0 |
2.4 |
12.6 |
0.9 |
7.3 |
5.4 |
6.6 |
|
Cs |
1.0 |
1.1 |
0.9 |
4.2 |
4.8 |
3.8 |
0.1 |
3.6 |
0.1 |
3.5 |
2.9 |
3.6 |
|
Ga |
16.8 |
14.0 |
13.5 |
11.8 |
15.0 |
11.7 |
16.0 |
11.1 |
9.1 |
14.8 |
13.8 |
13.5 |
|
Hf |
4.0 |
4.7 |
4.5 |
4.7 |
5.4 |
4.0 |
5.6 |
5.6 |
4.2 |
3.9 |
4.8 |
3.8 |
|
Nb |
12.1 |
11.2 |
10.1 |
8.9 |
10.3 |
9.1 |
7.5 |
8.9 |
6.6 |
14.1 |
14.1 |
9.4 |
|
Rb |
15.2 |
31.3 |
33.6 |
118.7 |
138.2 |
122.1 |
132.0 |
99.0 |
106.0 |
115.5 |
113.1 |
125.7 |
|
Sn |
3 |
5 |
6 |
2 |
2 |
2 |
1 |
2 |
1 |
3 |
2 |
2 |
|
Sr |
736.7 |
504.0 |
425.2 |
192.3 |
223.5 |
186.2 |
345.8 |
163.3 |
69.8 |
308.6 |
301.2 |
207.5 |
|
Ta |
1.1 |
1.1 |
0.9 |
0.8 |
1.1 |
1.0 |
0.3 |
0.6 |
1.1 |
1.4 |
1.1 |
0.8 |
|
Th |
12.4 |
13.3 |
14.1 |
17.0 |
15.6 |
14.9 |
17.9 |
15.0 |
15.2 |
13.0 |
11.5 |
15.3 |
|
U |
4.2 |
4.6 |
4.1 |
4.3 |
3.4 |
3.1 |
2.4 |
3.8 |
1.0 |
3.3 |
2.5 |
5.3 |
|
V |
57 |
61 |
52 |
43 |
65 |
41 |
64 |
50 |
21 |
33 |
29 |
43 |
|
W |
1.3 |
0.7 |
1.1 |
1.2 |
0.5 |
1.4 |
0.8 |
0.8 |
1.0 |
1.4 |
1.4 |
0.9 |
|
Zr |
151.3 |
154.2 |
155.6 |
164.7 |
166.6 |
141.6 |
161.7 |
146.0 |
143.6 |
143.5 |
144.2 |
147.8 |
|
Y |
25.0 |
27.0 |
30.0 |
28.0 |
23.1 |
25.0 |
25.9 |
25.0 |
24.9 |
28.0 |
24.0 |
27.0 |
|
La |
27.7 |
19.0 |
26.9 |
44.7 |
47.3 |
23.5 |
51.8 |
35.0 |
30.5 |
32.1 |
28.0 |
36.3 |
|
Ce |
49.7 |
41.7 |
53.5 |
62.0 |
53.0 |
43.2 |
53.0 |
54.0 |
56.0 |
56.9 |
51.6 |
50.0 |
|
Pr |
5.23 |
4.60 |
5.68 |
8.05 |
8.30 |
4.53 |
10.73 |
5.32 |
6.53 |
5.84 |
5.18 |
6.67 |
|
Nd |
18.5 |
16.2 |
20.8 |
28.7 |
27.5 |
14.0 |
36.2 |
23.5 |
24.1 |
17.3 |
14.8 |
22.7 |
|
Sm |
3.61 |
2.97 |
3.04 |
4.39 |
4.65 |
3.05 |
6.82 |
3.62 |
4.40 |
3.47 |
3.14 |
3.81 |
|
Ho |
0.53 |
0.56 |
0.48 |
0.73 |
0.83 |
0.71 |
1.04 |
0.46 |
0.92 |
0.52 |
0.50 |
0.71 |
|
Er |
1.59 |
1.59 |
1.53 |
2.56 |
2.57 |
1.95 |
2.88 |
3.80 |
2.43 |
1.59 |
1.26 |
2.17 |
|
Tm |
0.25 |
0.25 |
0.25 |
0.36 |
0.42 |
0.30 |
0.40 |
0.50 |
0.40 |
0.24 |
0.21 |
0.38 |
|
Mo |
1.8 |
1.5 |
1.0 |
1.0 |
0.8 |
1.7 |
1.6 |
1.2 |
1.2 |
2.1 |
1.3 |
1.5 |
|
Cu |
6.0 |
5.9 |
7.4 |
8.1 |
7.4 |
6.2 |
8.2 |
6.5 |
4.2 |
10.7 |
6.8 |
5.7 |
|
Pb |
5.1 |
9.1 |
8.6 |
5.0 |
5.1 |
4.5 |
2.2 |
2.8 |
1.1 |
9.2 |
8.6 |
3.6 |
|
Zn |
8 |
38 |
20 |
29 |
29 |
26 |
3 |
29 |
4 |
22 |
25 |
22 |
|
Ni |
7.5 |
7.3 |
5.0 |
4.5 |
4.2 |
7.1 |
6.2 |
5.0 |
3.9 |
13.4 |
11.3 |
6.2 |
|
As |
1.3 |
1.9 |
1.6 |
0.5 |
0.5 |
0.6 |
0.6 |
0.5 |
0.6 |
2.0 |
1.8 |
0.5 |
|
Cd |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Sb |
0.3 |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Bi |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Ag |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Au |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.7 |
3.2 |
0.5 |
3.5 |
3.1 |
3.7 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
|
Hg |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Ti |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.1 |
0.4 |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.3 |
|
Se |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
|
|
|
|
ادامه جدول 1 |
||||||||||
|
Sample area |
Aminabad |
Aderbolandan |
Khezrabad |
||||||||||
|
Sample no. |
AM.31 |
AM.35 |
AM.37 |
AM.38 |
AD.2 |
AD.14 |
AD.5 |
AD.9 |
KH.3.2 |
KH.3.1 |
KH.3.7 |
KH.4.1 |
KH.1.3 |
|
Rock type |
Granodiorite |
Granite |
Granite |
Granite |
Granodiorite |
Granodiorite |
Granite |
Granite |
Alkali granite |
Alkali granite |
Alkali granite |
Alkali granite |
Alkali granite |
|
(Wt %) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
SiO2 |
67.48 |
68.64 |
70.07 |
70.21 |
65.03 |
65.39 |
69.60 |
71.47 |
74.59 |
74.91 |
77.21 |
77.90 |
78.76 |
|
Al2O3 |
15.51 |
14.66 |
14.64 |
14.47 |
15.59 |
15.33 |
13.77 |
13.10 |
14.68 |
14.57 |
12.69 |
12.23 |
12.13 |
|
FeO |
0.68 |
0.75 |
0.76 |
0.67 |
1.27 |
1.49 |
1.24 |
1.07 |
0.23 |
0.22 |
0.16 |
0.16 |
0.16 |
|
Fe2O3 |
2.04 |
2.25 |
2.29 |
2.19 |
3.82 |
3.67 |
2.02 |
2.49 |
0.67 |
0.64 |
0.61 |
0.49 |
0.50 |
|
FeOt |
3.08 |
3.00 |
3.05 |
2.86 |
5.09 |
5.16 |
3.24 |
3.56 |
0.90 |
0.86 |
0.77 |
0.65 |
0.66 |
|
MgO |
1.92 |
1.50 |
1.45 |
1.36 |
2.36 |
2.08 |
2.46 |
2.18 |
0.40 |
0.32 |
0.05 |
0.10 |
0.12 |
|
CaO |
2.63 |
2.69 |
2.24 |
2.59 |
3.84 |
3.86 |
2.88 |
1.68 |
0.28 |
0.20 |
0.46 |
0.19 |
0.16 |
|
Na2O |
4.62 |
3.94 |
3.93 |
4.03 |
3.52 |
3.78 |
3.65 |
4.59 |
4.91 |
4.45 |
3.89 |
4.58 |
4.17 |
|
K2O |
3.57 |
3.63 |
3.75 |
3.71 |
3.21 |
3.07 |
3.37 |
3.19 |
4.07 |
4.44 |
4.74 |
4.06 |
4.31 |
|
TiO2 |
0.60 |
0.49 |
0.47 |
0.45 |
0.61 |
0.57 |
0.55 |
0.40 |
0.11 |
0.09 |
0.06 |
0.15 |
0.19 |
|
P2O5 |
0.23 |
0.15 |
0.13 |
0.12 |
0.46 |
0.42 |
0.20 |
0.18 |
0.01 |
0.05 |
0.10 |
0.11 |
0.04 |
|
MnO |
0.11 |
0.08 |
0.05 |
0.04 |
0.15 |
0.14 |
0.08 |
0.04 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
|
Cr2O3 |
0.008 |
0.005 |
0.004 |
0.003 |
0.008 |
0.016 |
0.013 |
0.014 |
0.005 |
0.006 |
0.004 |
0.004 |
0.004 |
|
Sum |
99.76 |
99.78 |
99.78 |
99.84 |
99.87 |
99.82 |
99.81 |
99.88 |
99.98 |
99.93 |
99.99 |
99.99 |
99.99 |
|
LOI |
1.5 |
0.6 |
0.5 |
0.5 |
1.5 |
0.4 |
0.8 |
0.8 |
0.2 |
0.4 |
0.7 |
0.4 |
0.8 |
|
(ppm) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ni |
24 |
20 |
20 |
20 |
20 |
47 |
42 |
44 |
20 |
20 |
20 |
20 |
20 |
|
Sc |
6 |
5 |
5 |
5 |
11 |
15 |
12 |
13 |
4 |
8 |
2 |
2 |
4 |
|
Ba |
470 |
502 |
495 |
523 |
407 |
415 |
510 |
499 |
402 |
385 |
352 |
345 |
360 |
|
Be |
4 |
4 |
1 |
<1 |
1 |
4 |
7 |
3 |
1 |
2 |
2 |
3 |
1 |
|
Co |
5.9 |
7.9 |
6.6 |
6.7 |
11.2 |
15.8 |
13.0 |
10.1 |
1.6 |
1.0 |
1.2 |
0.9 |
1.2 |
|
Cs |
1.3 |
3.8 |
4.3 |
2.4 |
5.1 |
5.1 |
3.3 |
1.8 |
0.1 |
0.1 |
1.3 |
0.2 |
0.1 |
|
Ga |
15.3 |
14.8 |
14.5 |
16.9 |
14.4 |
16.4 |
14.4 |
12.5 |
10.7 |
15.8 |
14.4 |
18.3 |
11.6 |
|
Hf |
5.6 |
5.0 |
4.9 |
4.2 |
4.8 |
4.8 |
4.4 |
5.0 |
4.6 |
4.0 |
1.9 |
4.0 |
3.5 |
|
Nb |
15.2 |
15.9 |
15.1 |
18.6 |
13.2 |
12.1 |
9.5 |
8.6 |
10.1 |
6.0 |
4.5 |
15.0 |
9.0 |
|
Sn |
1 |
2 |
2 |
2 |
2 |
3 |
2 |
1 |
3 |
2 |
1 |
6 |
1 |
|
Sr |
394.8 |
300.2 |
293.0 |
346.4 |
286.0 |
270.0 |
220.0 |
204.0 |
68.2 |
324.3 |
40.3 |
24.8 |
23.7 |
|
Ta |
1.2 |
1.4 |
1.5 |
1.7 |
1.4 |
1.0 |
0.7 |
0.6 |
1.0 |
0.6 |
0.8 |
1.3 |
1.0 |
|
Th |
15.2 |
13.3 |
18.6 |
17.9 |
14.3 |
12.6 |
18.6 |
17.2 |
18.3 |
22.1 |
23.4 |
21.0 |
25.7 |
|
U |
4.3 |
3.1 |
4.3 |
4.1 |
2.0 |
2.9 |
2.0 |
2.8 |
1.2 |
1.9 |
3.7 |
3.4 |
2.6 |
|
Zr |
165.0 |
162.0 |
152.5 |
155.4 |
144.5 |
141.4 |
147.1 |
146.0 |
144.3 |
135.6 |
139.4 |
123.4 |
117.9 |
|
Y |
26.0 |
23.0 |
22.0 |
25.0 |
20.2 |
23.4 |
26.0 |
25.4 |
20.2 |
23.1 |
21.8 |
15.6 |
17.0 |
|
La |
32.3 |
27.0 |
34.8 |
39.7 |
28.1 |
35.8 |
28.1 |
34.2 |
7.8 |
21.7 |
11.5 |
28.9 |
35.1 |
|
Nd |
18.7 |
21.3 |
20.4 |
21.9 |
20.7 |
28.2 |
21.5 |
28.3 |
5.9 |
17.9 |
12.8 |
21.5 |
26.5 |
|
Sm |
3.54 |
3.10 |
3.43 |
3.62 |
4.24 |
6.06 |
4.59 |
5.92 |
1.46 |
3.69 |
3.66 |
5.37 |
5.43 |
|
Eu |
0.86 |
0.73 |
0.72 |
0.78 |
0.93 |
1.31 |
0.99 |
1.34 |
0.33 |
0.71 |
0.24 |
0.54 |
0.37 |
|
Gd |
2.98 |
2.75 |
2.77 |
3.04 |
3.92 |
5.67 |
4.06 |
5.45 |
1.80 |
3.65 |
3.49 |
5.18 |
4.66 |
|
Tb |
0.49 |
0.45 |
0.45 |
0.50 |
0.67 |
0.93 |
0.66 |
0.82 |
0.38 |
0.66 |
0.70 |
1.00 |
0.88 |
|
Dy |
2.91 |
2.50 |
2.53 |
2.56 |
3.93 |
4.81 |
3.73 |
4.02 |
2.35 |
4.07 |
4.18 |
6.33 |
4.98 |
|
Ho |
0.45 |
0.59 |
0.49 |
0.48 |
0.79 |
1.11 |
0.71 |
0.92 |
0.79 |
0.88 |
0.95 |
1.38 |
1.17 |
|
Er |
1.59 |
1.57 |
1.40 |
1.59 |
2.44 |
3.19 |
2.08 |
2.90 |
2.28 |
2.71 |
2.85 |
4.12 |
3.54 |
|
Tm |
0.25 |
0.24 |
0.24 |
0.25 |
0.36 |
0.46 |
0.32 |
0.43 |
0.45 |
0.43 |
0.43 |
0.62 |
0.55 |
|
Yb |
1.67 |
1.81 |
1.80 |
1.38 |
2.48 |
2.75 |
2.09 |
2.57 |
2.97 |
2.52 |
2.65 |
3.51 |
3.28 |
|
Lu |
0.28 |
0.25 |
0.24 |
0.24 |
0.36 |
0.42 |
0.31 |
0.41 |
0.37 |
0.38 |
0.40 |
0.52 |
0.56 |
|
Mo |
1.1 |
1.1 |
1.3 |
1.9 |
0.7 |
0.8 |
0.6 |
1.3 |
1.6 |
1.9 |
2.1 |
1.4 |
1.0 |
|
Cu |
3.4 |
7.1 |
10.0 |
4.3 |
40.0 |
3.9 |
7.6 |
19.8 |
4.7 |
38.1 |
13.2 |
4.1 |
4.3 |
|
Pb |
7.1 |
9.1 |
7.9 |
5.3 |
10.0 |
8.4 |
6.8 |
5.4 |
0.7 |
2.7 |
3.7 |
1.1 |
1.5 |
|
Zn |
16 |
28 |
25 |
12 |
42 |
83 |
76 |
4 |
6 |
5 |
6 |
<1 |
3 |
|
Ni |
13.5 |
11.5 |
11.9 |
10.2 |
12.6 |
47.0 |
45.0 |
37.1 |
5.9 |
7.3 |
7.1 |
4.1 |
4.5 |
|
As |
2.8 |
2.0 |
1.6 |
0.8 |
2.2 |
0.6 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
1.0 |
1.1 |
0.5 |
|
Cd |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Sb |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.7 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Bi |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Ag |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Au |
1.3 |
0.5 |
0.5 |
11.0 |
0.5 |
5.2 |
2.3 |
1.7 |
0.7 |
4.7 |
8.2 |
2.1 |
2.0 |
|
Hg |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Ti |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.6 |
0.5 |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Se |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
رده‌بندی و سنگ‌شناسی
بر پایه رده‌بندی مدال نمونه‌ها در نمودار QAP (Streckeisen, 1976) در محدوده آلکالی‌گرانیت، سینوگرانیت، مونزوگرانیت، گرانودیوریت و آنکلاوهای مافیک درمحدوه کوارتزمونزودیوریت قرارمی‌گیرد (شکل 3-A). بر اساس نمودارهای رده‌بندی ژئوشیمی Na2O+K2O-SiO2 (Middlemost, 1994) و R1-R2 (De la Roche et al., 1990) سنگ‌های آذرین منطقه در محدوده آلکالی‌گرانیت، گرانیت، گرانودیوریت و تونالیت واقع می‌شود (شکل 3-B و C).
توده‌های گرانیتوئیدی یزد عموماً دارای بافت گرانولار ریزدانه تا متوسط‌دانه است و گاهی بافت پورفیروئیدی با درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، گرانوفیری، گرافیکی، پرتیت رشته‌ای، میرمکیتی و آنتی‌راپاکیوی را نشان می‌دهد (شکل 4). حضور بافت‌های گرانوفیری و پرتیتی بیانگر تشکیل این سنگ‌ها در شرایط فشار پایین و محیط نسبتاً کم آب (هیپرسولوس) بوده است که تقریباً در نزدیکی سطح زمین جایگزین شده‌اند (شکل 4-B و C) Clarke, 1992)؛ (Blatt et al., 2006.
بافت آنتی‌راپاکیوی بیشتر در توده‌های امین‌آباد مشاهده می‌شود (شکل 4-D)که به صورت هسته‌بندی و رشد آلکالی‌فلدسپار بر روی سطوح رشد پلاژیوکلاز اولیه و یا درسیستم‌های اختلاطی در اثر تماس دو مذاب حاصل می‌شود که پلاژیوکلاز از قبل در سیستم مافیک‌تر تشکیل و به عنوان یک جایگاه موقتی برای هسته‌بندی آلکالی‌فلدسپار عمل کرده و بافت آنتی‌راپاکیوی را تشکیل می‌دهد (Hibbard, 1995).
بافت میرمکیتی بیشتر در سنگ‌های گرانودیوریت توده‌های ارجنان و آدربلندان دیده می‌شود. در مورد نحوه تشکیل میرمکیت بحث زیاد است و نظریات مختلفی پیشنهاد شده از جمله: نتیجه تحلیل موضعی پلاژیوکلاز و تبلور دوباره آن همراه با کوارتز، در اثر جانشین‌شدن میکروکلین توسط پلاژیوکلاز، جانشینی فلدسپارپتاسیم با پلاژیوکلاز، در اثر تبلور مستقیم از یک مذاب باقی‌مانده، در ارتباط با وقوع استرین در سنگ‌های گرانیتی و در اثر واکنش سیالات حاوی K بر روی پلاژیوکلاز سنگ میزبان یعنی در اثر جانشینی پلاژیوکلاز توسط فلدسپارپتاسیم به وجود می‌آید Shelley, 1993)؛ Pitcher, 1995؛ Vernon, 2004؛ Yuguchi and (Nishiyama., 2008. با توجه به حضور بافت کاتاکلاسیک (خرد شدن کانی‌های پلاژیوکلاز و کوارتز، خاموشی موجی کوارتز و خمیدگی رخ‌ها و نیز خاموشی موجی در بیوتیت‌ها) در برخی از نمونه‌ها و وجود میرمکیت به صورت نوار باریکی درحاشیه پلاژیوکلازها و در فضای بین فلدسپارپتاسیم و پلاژیوکلازها تشکیل این بافت می‌تواند در نتیجه وقوع استرین و نیز متاسوماتیسم در سنگ‌های گرانیتی منطقه باشد (شکل 4-E).
ارتوکلاز به صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با فراوانی 5/17 تا50 درصد است که گاهی حالت پرتیت رشته‌ای را نشان می‌دهد (شکل 4-C). پلاژیوکلاز با فراوانی 16 تا 57 درصد با ترکیب الیگوکلاز-آندزین به صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با ماکل تکراری و مرکب دارای منطقه‌بندی عادی و خاموشی غیر یکنواخت است و برخی از بلورها دارای حاشیه واکنشی و آثار خوردگی هستند. کوارتزها با فراوانی 5/19 تا 50 درصد بیشتر بی‌شکل و به صورت بین دانه‌ای و برخی دارای خاموشی موجی و شکستگی است (شکل 4-C و D).
کانی‌های فرعی شامل: هورنبلند، بیوتیت، اسفن، زیرکن و اپاک بوده (شکل 4-F) که به صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با فراوانی 1/0 تا 8 درصد است. در برخی از مقاطع تجمعاتی به صورت لخته‌های مافیک از هورنبلند، بیوتیت و کانی‌های اپاک دیده می‌شود. بعضی از هورنبلندها بافت اسکلتی و گرد شده نشان می‌دهند که ناشی از اختلاط ماگمایی است (شکل 4-A) (Sutcliffe et al., 1990). بیوتیت‌ها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با چند رنگی قهوه‌ای تیره تا روشن با فراوانی 5/0 تا 5/5 درصد حاوی ادخال‌هایی از کانی‌های زیرکن، مگنتیت و اسفن است (شکل 4-D). اسفن به صورت اولیه و ثانویه در این سنگ‌ها حضور دارد. اسفن‌های ثانویه معمولاً بی‌شکل و ریزدانه بوده، در امتداد رخ‌های بیوتیت دیده می‌شود. اسفن اولیه درشت‌تر و شکل‌دار است (شکل 4-F).
|
شکل 3- موقعیت داده‌های مدال و ژئوشیمی توده‌های یزد در نمودارهای طبقه‌بندی سنگ‌شناسی: (A مدال QAP (Streckeisen, 1976)، فلش‌ها روندهای تفریق سری‌های مختلف ماگمایی را نشان می‌دهد (Lameyre and Bowden, 1982) و نمونه‌های منطقه در راستای روند سری کالک‌آلکالن (B) قرار می‌گیرد؛ (B موقعیت نمونه‌های منطقه بررسی شده در نمودارهای Na2O+K2O-SiO2 (Middlemost, 1994)؛ (C R2-R1 (De la Roche et al., 1990). در پژوهش حاضر، نشانه‌های T، ¢، r، ، p و ¿ به ترتیب توده‌های خضرآباد، کافی‌آباد، علی‌آباد، آدربلندان، ارجنان و امین‌آباد را نشان می‌دهد. |
|
شکل 4- تصاویر میکروسکوپی از توده های یزد: (A بافت گرانولار و هورنبلند گرد شده (XPL)، (B بافت گرانوفیر تا گرافیکی (XPL)، (C بافت پرتیت، کوارتز بین دانه‌ای و پلاژیوکلاز (XPL)، (D بافت آنتی‌راپاکیوی و بیوتیت تیغه‌ای (XPL)، (E بافت میرمکیت حاشیه‌ای (XPL)، (F همیافتی کانی‌های فرعی هورنبلند، بیوتیت، اسفن، زیرکن و مگنتیت (XPL). علایم اختصاری نام کانی‌ها از Kretz (1983) اقتباس شده است. |
||
ژئوشیمی
به منظور بررسی تحولات ماگمایی سنگ‌های منطقه از نمودار Harker (1909) استفاده شده است. تغییرات عناصر اصلی و کمیاب در مقابل افزایش SiO2 بیانگر روند منفی و کاهشی مقادیر Al2O3، CaO، Fe2O3، MgO، Nb، Pb، P2O5، Sr و TiO2 و روند مثبت و افزایشی مقادیر Ba، Ce، K2O، Na2O، Th و Zr است (شکل 5). این تغییر روندها در عناصر اصلی و کمیاب با پیشرفت فرآیند تفریق بلوری ماگمایی امری عادی است و نیز روند پیوستگی بین نمونه‌ها و خطی مبین وجود خویشاوندی و شاید منشأ یکسان توده‌های گرانیتوئیدی یزد است.
|
شکل 5- جایگاه و روند تغییرات نمونه‌های توده‌های گرانیتوئیدی یزد بر روی نمودار اکسیدهای عناصر اصلی و کمیاب در مقابل SiO2 |
||
نمودارهای عنکبوتی چند عنصری مختلف و عناصر کمیاب خاکی (REE) بهنجار شده به گوشته اولیه (Sun and Mc Donough, 1989)، بازالت‌های پشته‌های میان اقیانوسی (Pearce, 1983)، کندریت (Nakamura, 1974) و پوسته قاره‌ای تحتانی (Taylor and Mc Lennan, 1995) در شکل 6 نشان داده شده و نتایج زیر برای بررسی سیر تحولات ماگمایی توده‌های گرانیتوئیدی یزد به دست آمده است:
1- تمامی نمونه‌ها روند موازی و ناهنجاری‌های تقریباً مثبت و منفی یکسانی نشان می‌دهد که بیانگر ارتباط زایشی و منشأ احتمالی یکسان توده‌ها است. البته تغییر و تحولاتی از جمله میزان و درجه تبلور تفریقی و آلایش پوسته‌ای باعث تغییراتی در روند و ناهنجاری سنگ‌های منطقه شده است.
2- غنی‌شدگی نمونه‌ها از عناصر کمیاب خاکی سبک و لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ مانند: K، Rb و Th و تهی‌شدگی آنها از عناصر کمیاب خاکی سنگین و با شدت میدان بالا مانند: Nb، Ta و Ti بیانگر ماگماتیسم کالک‌آلکالن، متاآلومین، نوع I، قوس‌های آتشفشانی (VAG) حاشیه قاره‌ها است که توسط فرآیندهای مربوط به فرورانش تشکیل شده است Chappell and White, 2001)؛ (Wilson, 2007.
3- دلایل مختلفی از سوی زمین‌شناسان برای غنی‌شدگی عناصر لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (مانند: K، Rb و Th) و تهی‌شدگی عناصر با شدت میدان بالا ( مانند: Nb، P، Ta و Ti) در ماگماهای کمانی ارایه شده‌است که عبارتند از:
الف) عناصر لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ در سیال غنی از کلر متحرک و در آب محلول‌اند و با سیال آزاد شده از دگرنهادی پوسته اقیانوسی فرورانده به گوه گوشته‌ای خاستگاه ماگماهای کمان‌ها انتقال می‌یابد و در مقابل عناصر با شدت میدان بالا که در سیال غنی از کلر و آب نامتحرک‌اند در این فرآیند شرکت نداشته و تهی‌شدگی نشان می‌دهد. به عبارتی تمرکز این عناصر به دلیل تحرک زیاد تابعی از نحوه رفتار فاز سیال در منطقه فرورانش است و می‌تواند در پوسته قاره‌ای تمرکز یافته و یک منشأ آلایش شدید را ایجاد نماید. همان طور که در بالا گفته شد یکی از دلایل تهی‌شدگی عناصر با شدت میدان بالا نامحلول بودن این عناصر در آب است که البته با افزایش فشار و مقدار سیال آزاد شده طی آبزدایی صفحه فرورانده تحرک این عناصر نیز افزایش می‌یابد Keppler , 1996)؛ Agostini et al., (2007.
ب) حضور فازهای دیرگداز حامل عناصر با شدت میدان بالا از جمله: اسفن، آپاتیت، ایلمنیت، فلوگوپیت، روتیل و آمفیبول (پارگازیت) در سنگ‌های اکلوژیتی پوسته اقیانوسی فرورانده و یا گوه گوشته‌ای ذوب نشده محل منبع ماگماهای کمان‌ها مانع از حضور این عناصر در سیال دگرنهادی کننده گوه گوشته‌ای می‌شود در نتیجه، ماگماهای حاصل از ذوب این منابع ناهنجاری منفی از این عناصر را نشان می‌دهد (Schmidt et al., 2004).
پ) ناشی از آغشتگی و اختلاط ماگما با پوسته در حین صعود و جایگزینی توده در منطقه فرورانش است (Ghasemi et al., 2010).
ت) ناهنجاری منفی و مشخص عناصر Nb و Sr و ناهنجاری مثبت La و Th در نمودار عنکبوتی از ویژگی گرانیتوئید کالک‌آلکالن کمانی است و می‌تواند با ماگمای حاصل از ذوب‌بخشی پوسته تحتانی مطابقت داشته باشد (Harris and Inger, 1992). روند تقریباً خطی به موازات خط یک (به غیر از Eu) در نمودار عنکبوتی عناصر ناسازگار بهنجار شده به پوسته تحتانی (Taylor and Mc Lennan, 1995) تأییدی بر این ادعا است.
ث) رسوبات روی پوسته اقیانوسی فرورانده و سیالات همراه آنها می‌تواند باعث غنی‌شدگی غیر عادی عناصر کمیاب شود (برای نمونه: غنی‌شدگی LILE و LREE نسبت به HFSE)) (Sajona et al., 2000).
4- مقادیر بالای K، Rb و Th و پایین P، Sr و Ti در توده‌های گرانیتوئیدی یزد قابل مقایسه با ماگمای ناشی از ذوب‌بخشی پوسته‌ای و نشانه آلودگی ماگما در پوسته فوقانی طی تکامل ماگما است (Chappell and White, 1992).
5- تهی‌شدگی نسبتاً محسوس عناصر کمیاب خاکی متوسط نظیر Sm در گرانیتوئیدهای منطقه ناشی از جدایش اسفن و آپاتیت است (Rollinson, 1993).
6- ناهنجاری منفی Eu در نمودارهای عنکبوتی بیانگر نقش فلدسپار در فرآیند تفریق ماگمایی و یا به عنوان یک فاز مهم در باقی‌مانده ذوب (رستیت) است (Arsalan and Aslan, 2006). البته باید نقش فوگاسیته اکسیژن بالا در محل ذوب و حضور آمفیبول و بیوتیت درسنگ‌های منطقه را مد نظر داشت که باعث ناهنجاری مثبت Eu به ویژه در سنگ‌های حدواسط و یا کاهش میزان ناهنجاری منفی Eu می‌شود Rollinson, 1993)؛ Dong et al., (2011.
7- نسبت Ce/Yb در سنگ‌های منطقه بیش از 15 است (28Ce/Yb=) و از نوع کمان‌های آتشفشانی غنی‌شده است که بیانگر دگرنهادی شدید منبع گوشته‌ای، درجه ذوب‌بخشی پایین محل منشأ و آلودگی ماگما با پوسته است (Ghasemi et al., 2010).
8- غنی‌شدگی LREE در نمودار بهنجار شده نسبت به کندریت (Nakamura, 1974) می‌تواند به علت درجه ذوب‌بخشی پایین و یا منشأ نسبتاً غنی از عناصر آلکالی سنگ‌های مرتبط با مناطق فرورانش و یا می‌توان به پدیده آلایش ماگما توسط پوسته نسبت داد Parada et al., 1999)؛ Almeida et al., 2007).
9- تهی‌شدگی عنصر Sr به علت جانشینی آن با کلسیم و پتاسیم در فلدسپارها، تهی‌شدگیBa به علت جانشینی با پتاسیم در بیوتیت و فلدسپار، تهی‌شدگی P به سبب فراوانی فاز فرعی آپاتیت و تهی‌شدگی Ti به لحاظ حضور کانی‌های اسفن و ایلمنیت در سنگ‌های منطقه است (Chappell and White, 2001).
10- تهی‌شدگی از Nb و Ti همراه با غنی‌شدگی LREE از ویژگی پوسته قاره‌ای است که می‌تواند نشانه‌ای از آلودگی پوسته‌ای و یا ذوب مجدد آن باشد (Swain et al., 2008).
پتروژنز
فرآیندهایی نظیر: تجمع بلورها، تأثیر پوسته قاره‌ای، تبلور فاز فرعی حامل عناصر کمیاب (مانند: آلانیت)، تنوع فرآیند تشکیل و منابع گرانیت‌ها، اختلاط منابع مختلف در محیط‌های زمین‌شناسی، تغییر رژیم تکتونیکی و شرایط دما و فشار در طول زمان، همپوشانی تأثیر برخی از فرآیندهای تشکیل و بالاخره مشکل به دست آوردن نمونه‌های گرانیتوئیدها مربوط به جایگاه‌های شناخته‌شده تکتونیکی تاریخچه سنگ‌شناسی گرانیتوئیدها را در مقایسه با تشکیل بازالت‌ها پیچیده‌تر و با ابهام بیشتری مواجه نموده‌است Barbarin, 1999)؛ Chappell and White, 2001؛ (Wilson, 2007.
بر اساس معیارهای زیر توده‌های گرانیتوئید یزد متعلق به نوع I دمای بالا (نوع کوردیلرایی) است:
الف) صحرایی: موقعیت توده‌ها در یک نوار کوهزایی با روند شمال‌غربی-جنوب‌شرقی همراه با سنگ‌های آتشفشانی-رسوبی با ترکیب آندزیتی و داسیتی، عدم وجود سنگ‌های دگرگونی حرارتی درجه بالا در مجاورت توده، حضور آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک با ترکیب کوارتزدیوریت، آثار کانی‌زایی آهن و مس و لخته‌های مافیک متشکل از هورنبلند و بیوتیت در سنگ‌های منطقه از نشانه‌های گرانیتوئیدهای نوع I دمای بالا است (Chappell et al., 2004) (شکل‌های 4 و 5).
ب) پتروگرافی: حضور هورنبلند سبز، بیوتیت قهوه‌ای، مگنتیت، اسفن شکل‌دار اولیه، فلدسپارپتاسیم (ارتوکلاز) به صورت بین دانه‌ای و بی‌شکل، حضور آپاتیت‌های شکل‌دار و به صورت ادخال در کانی‌های هورنبلند و بیوتیت، عدم حضور کانی‌های دگرگونی نظیر: گارنت، عدم وجود کانی‌های سیلیکات‌های آلومینیوم‌دار نظیر: آندالوزیت، توزیع ناهمگن کانی‌های مافیک نظیر: هورنبلند و بیوتیت، حضور کوارتز به صورت بین دانه‌ای، منطقه‌بندی عادی در پلاژیوکلازها و بدون هسته‌های کلسیک و بلورهای هورنبلند تیغه‌ای در توده‌های گرانیتوئیدی منطقه (شکل 4) بیانگر نوع I دمای بالا است (Chappell et al., 2004).
ج) ژئوشیمیایی: متاآلومین بودن نمونه‌ها، شواهدی از جمله: چندرنگی کاهی تا شکلاتی بیوتیت و رنگ قهوه‌ای آن، ارتوکلاز صورتی رنگ (گوشتی)، حضور مگنتیت و هماتیت بیانگر فوگاسیته اکسیژن بالا در زمان تشکیل این توده‌هاست. طیف ترکیب شیمیایی وسیع در مقدار SiO2، روند منفی CaO، Pb و P2O5 و مثبت Th در مقابل SiO2 در طول تبلور ماگما، مقدار Na2O بالا، غنی‌شدگی نمونه‌ها از LILE Rb) و (Th و LREE Ce)، La و (Nd و تهی‌شدگی آنها از HFSE Hf)، Ti، Y و Zr و ...) و HREE (Yb) و در نمودارهای تغییرات عناصر Ba، Ce، Y و Zr در مقابل Si2O که ابتدا مقدار این عناصر در مذاب افزایش یافته (به دلیل اشباع نبودن و دمای بالای ماگمای اولیه) و سپس با شروع تبلور تفریقی کاهش می‌یابد. به عبارتی روند غیرخطی و منحنی‌‌شکل (زنگوله مانند) که از ویژگی‌های گرانیتوئیدهای نوع I دمای بالا است (شکل‌های 4، 5 و 6) (Chappell et al., 2004). به علاوه موقعیت نمونه‌ها در نمودار Na2O در مقابل K2O (Chappell and White, 2001) که تمامی نمونه‌های منطقه در محدوده I قرار می‌گیرد، تأییدی بر مطالب فوق است (شکل 7-A).
برای تعیین سری‌های ماگمایی نمونه‌های سنگی منطقه بررسی شده از نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) و نمودارهای SiO2-FeOt/(FeOt +MgO) و SiO2-CaO-(Na2O+K2O) (Frost et al., 2001) استفاده شد که تمامی نمونه‌ها در محدوده سری‌های ماگمایی کالک‌آلکالن و گرانیت منیزیمی قرار می‌گیرد. همچنین، بر اساس ضریب اشباع آلومین (ASI) اکثر نمونه‌های گرانیتوئید یزد در محدوده متاآلومین نمودار A/CNK-A/NK (Shand, 1943) واقع می‌شود (شکل 7-B، C، D و E). بر پایه عناصر کمیاب، توده‌های بررسی شده به گرانیت‌های قوس‌های آتشفشانی (VAG) و قاره‌ای پس از برخورد (Post-COLG) و حاشیه قاره‌ای فعال (ACM) متعلق است (شکل 7- F و G).
توده‌های نفوذی یزد بر اساس رده‌بندی (Barbarin, 1999) با ویژگی کانی‌های شاخصی نظیر: کانی‌های مافیک (بیوتیت و هورنبلند)، کوارتز، ارتوکلاز و پلاژیوکلاز (آنورتیت20 تا50 درصد) و عدم حضور کانی‌های آلومینوسیلیکات، کردیریت و مسکویت و مقدار 8/0FeOt/FeOt+MgO< در گروه گرانیتوئید کالک‌آلکالن غنی از آمفیبول با پتاسیم پایین و کلسیم بالا (ACG) با منشأ اختلاطی پوسته و گوشته، و در پهنه فرورانش قرار می‌گیرد. وجود ویژگی‌های بافتی نظیر: پلاژیوکلازهای هضم شده و هورنبلندهایی با حواشی تحلیل رفته و تا حدودی اسکلتی، وجود آنکلاوهای ریزدانه مافیک و لخته‌های مافیک غنی از هورنبلند و بیوتیت بر اساس رده‌بندی Castro و همکاران (1991) گرانیتوئیدهای منطقه را می‌توان از نوع هیبریدی HSS محسوب نمود (شکل 4).
|
شکل 6- موقعیت نمونه‌های گرانیتوئیدی یزد در نمودارهای: (A به هنجار شده به گوشته اولیه (Sun and Mc Donough, 1989)، |
A |
|
|
B |
||
|
C |
||
|
D |
||
|
شکل 7- ماهیت و جایگاه تکتونیکی توده‌های گرانیتوئید یزد: |
||
بحث
بدون شک مناطق و محیط‌های مربوط به فرورانش به ویژه حاشیه قاره‌ای فعال باید یکی از پیچیده‌ترین مناطق از لحاظ تکتونیک و تحولات ماگمایی باشد و خیلی از فرآیندهایی که در آن اتفاق می‌افتد هنوز به طور کامل مشخص نشده است. Pearce (1996) منابع ماگمایی در سنگ‌های گرانیتی را منابع گوشته، پوسته و مختلط در نظر می‌گیرد و این منابع با جایگاه تکتونیکی تطابق خوبی نشان می‌دهد. به طوری که گرانیت‌های مربوط به موقعیت‌های پس از برخورد معمولاً آثاری از منشأ گوشته لیتوسفری غنی‌شده همراه با مقدار کمی از مذاب‌های پوسته‌ای را دارد و تأثیر متقابل بین ماگماهای مشتق شده از گوشته با پوسته تابعی از ضخامت، دما و ترکیب پوسته و زمان بالا آمدن است.
غنی‌شدگی بالای نمونه‌های منطقه از LILE نظیر: Ba، Cs، K، Rb و Th و فراوانی اندک عناصر انتقالی نظیر: Sc و V بیانگر وجود یک خاستگاه گوشته‌ای غنی‌شده زیر لیتوسفر قاره‌ای (گوشته دگرنهادی شده) است و فراوانی سنگ‌های بازیک و حدواسط آندزیت‌ها در این منطقه و موقعیت آن در پهنه آتشفشانی ارومیه-دختر و ایران مرکزی احتمال وجود یک منبع گوشته‌ای برای سنگ‌های منطقه وجود دارد.
غنی‌شدگی از K، Rb و Th و نیز تهی‌شدگی از P، Sr و Ti نشانه آغشتگی؛ همچنین، تهی‌شدگی از Nb و Ti همراه با غنی‌شدگی از LREE از ویژگی پوسته قاره‌ای پس از برخورد است و می‌تواند از نشانه‌های آلودگی پوسته‌ای و یا ذوب مجدد آن نیز باشد (Swain et al., 2008). وجود آنکلاوهایی از سنگ‌های آتشفشانی ائوسن منطقه، حاشیه خوردگی و حاشیه تحلیل رفته بلورهای پلاژیوکلاز و آمفیبول و بافت غربالی در برخی از پلاژیوکلازها از نشانه‌های آلایش ماگمایی در این سنگ‌هاست.
در سنگ‌های تفریق یافته‌تر منطقه (آلکالی‌گرانیت خضرآباد) تهی‌شدگی بیشتر Eu وSr به ترتیب مربوط به تفریق پلاژیوکلاز و تبلور کمتر آمفیبول، بیوتیت و کانی فرعی دیگر در این سنگ‌ها است. به عبارتی با افزایش سیلیس در این سنگ‌ها Eu ناهنجاری منفی بیشتری نشان می‌دهد که بیانگر درجه بالایی از تفریق است. تمایل برخی از نمونه‌ها خضرآباد به محدوده پرآلومین در نمودار درجه اشباعی آلومین (Shand, 1943) ناشی از تجزیه پلاژیوکلازها و افزایش نسبی Al2O3 و از دست‌رفتن مقادیری از اکسیدهای CaO، K2O و Na2O است که باعث افزایش نسبت A/CNK و قرارگیری نمونه‌ها در موقعیت غیر واقعی پرآلومین می‌شود (شکل 7E-).
ازآنجایی که روندهای مشاهده شده در نمودارهای هارکر (شکل 5) می‌تواند توسط هر یک از فرآیندهای تبلور تفریقی (FC) و ذوب بخشی (PM) ایجاد شود، بنابراین، برای تشخیص و تفکیک این فرآیندها از نمودارهای Y-Zr (Cheng, 2001) و Rb/Th-Rb (Tchameni et al., 2006) استفاده شده است که نمونه‌های بررسی شده در راستای روند AFC قرارگرفته و بیانگر تأثیر فرآیندهای تبلور تفریقی، هضم و آلایش در تحولات و تکوین توده‌های گرانیتوئید است (شکل 7).
با مقایسه ویژگی‌های توده‌های یزد با پهنه آتشفشانی آند مرکزی، از جمله میانگین مقادیر عناصر اصلی و کمیاب، وفور فوران آندزیتی و اسیدی نظیر: داسیت و ایگینمبریت (Amidi, 1977)، کانسارسازی مس و ویژگی‌های ژئودینامیکی منطقه می‌توان مدل پیشنهادی Wilson (2007) بر مبنای تولید ماگما در محیط فرورانش در اثر پدیده‌های چند منشأیی و چند مرحله‌ای را برای منطقه بررسی شده پیشنهاد نمود (شکل 8).
بر اساس این مدل در مرحله نخست، تشکیل ماگما در مناطق فرورانش پوسته اقیانوسی فرورانده با ترکیب بازالت و همراه با رسوبات روی آنها و آب دریا در عمق مناسب طی فرآیند آبزدایی و ذوب‌بخشی قرارگرفته است و در مرحله دوم سیالات و مذاب اولیه وارد گوه گوشته‌ای شده و در این مرحله ابتدا ماگماهای اولیه وارد استنوسفر تهی‌شده و سپس وارد لیتوسفر نیمه قاره‌ای غنی‌شده می‌شود که در اینجا باعث ایجاد دگرنهادی گوه‌گوشته‌ای می‌شود. در این مرحله ممکن است ماگماهای تشکیل شده بدون عبور از پوسته قاره‌ای مستقیماً وارد سطح زمین بشود و تشکیل ماگماهای بازالتی اولیه را در پهنه‌های فرورانش بدهد. در مرحله سوم بخشی دیگر از ماگمای اولیه تا مرز بین پوسته و گوشته بالا رفته و سپس در این محل متوقف و تشکیل اطاقک ماگمایی می‌دهد. همچنین، در حاشیه فعال قاره‌ای در پوسته قاره‌ای به علت چگالی پایین‌تر پوسته قاره‌ای از پوسته اقیانوسی به عنوان یک فیلتر عمل می‌کند و باعث می‌شود ماگماهای حاصل از فرورانش راکد باقی‌بماند و در پوسته قاره‌ای تشکیل اطاقک‌های ماگمایی را بدهد و در اینجا ماگمای اولیه تحت تأثیر فرآیند تبلور تفریقی، هضم و آلایش ماگمایی (ACF) قرار گرفته و بخشی از ماگماها به صورت سنگ‌های آتشفشانی بیشتر از نوع آندزیتی به سطح زمین می‌رسد و ماگمای باقی‌مانده تشکیل باتولیت‌هایی با ترکیب گرانیتوئیدی را می‌دهد. در شکل 8 می‌توان به طور خلاصه فرآیندهایی که در تشکیل ماگماهای حاشیه فعال قاره‌ای شرکت دارد را مشاهده کرد (Wilson, 2007).
شکل 8- مدل ژئودینامیکی پیشنهادی Wilson (2007) و فرآیندهای مؤثر درتشکیل ماگمای حاشیه قاره‌ای فعال
نتیجه‌گیری
با توجه به شواهد صحرایی، پتروگرافی، ژئوشیمیایی و نمودارهای تمایز جایگاه تکتونیکی، توده‌های گرانیتوئید یزد ارتباط زایشی با یکدیگر داشته و از نوع گرانیتوئید I دما بالا (کردیلرایی) کالک‌آلکالن متاآلومین است که در یک حاشیه قاره‌ای فعال پس از برخورد مشابه مدل پیشنهادی Wilson (2007) آند مرکزی به وجود آمده‌اند که با توجه به سن توده‌ها، روابط صحرایی با سنگ‌های آتشفشانی منطقه، ژئودینامیک و پهنه زمین‌شناسی منطقه (ارومیه-دختر) منطقی به نظر می‌رسد. ماگما از یک پوسته اقیانوسی فرو رانده شده (نئوتتیس) و گوه گوشته تحول یافته روی آن منشأ گرفته و در اثر فعالیت پلوم‌های حاصل از گوشته استنوسفری و استقرار آن در قاعده پوسته و توسعه فرآیند ذوب پوسته‌ای و متعاقب آن تحت تأثیر فرآیند تبلور تفریقی، هضم و آغشتگی (AFC) حاصل‌شده و این توده بعد از ائوسن، در قسمت میانی پهنه ماگمایی ارومیه-دختر تزریق و جایگزین شده است.
سپاسگزاری
نگارندگان لازم می‌دانند که از حمایت مالی معاونت پژوهشی دانشگاه‌های شاهرود و پیام نور و از جناب آقای دکتر محمود صادقیان مدیر گروه دانشکده علوم زمین دانشگاه شاهرود به خاطر ارایه نکات سودمند علمی و ادبی تشکر و قدردانی نمایند.
)