Document Type : Original Article
Author
ارومیه، دانشگاه ارومیه، دانشکده علوم، گروه زمین شناسی
Abstract
Keywords
زمینشیمی و محیط تکتونوماگمایی نفوذیهای گابرویی خراجو
(جنوب آذرشهر، استان آذربایجان شرقی)
عبدالناصر فضلنیا*
گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ارومیه 165 - 57153، ایران
چکیده
تودههای نفوذی مافیک خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجانشرقی)، با ترکیب گابرو و سن ائوسن، در شمالباختری پهنه ماگمایی ارومیه-دختر و با روند شمالباختری-جنوبخاوری نفوذ کردهاند. این سنگها دارای بلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز، کلینوپیروکسن، تیتانیت، آپاتیت و مگنتیت هستند. سرشت ماگمایی سنگهای آذرین درونی خراجو کالکآلکالن با پتاسیم متوسط تا بالاست. این گابروها در پی فرایند ذوببخشی در گوة گوشتهای با ترکیب اسپینللرزولیت پدید آمده و پس از جایگزینی در آشیانه ماگمایی پوستهای، دچار جدایش بلورین شدهاند. نفوذ این سنگها در پی مرحلههای پایانی فعالیت فرورانشی نئوتتیس، بهصورت مایل به زیر ایرانمرکزی، بوده است. ناهنجاری منفی در عناصر با قدرت یونی بالا (HFSE)، مانند Nb، Ta، P، Hf و Zr، و ناهنجاری مثبت ملایم در مقدار Eu و Sr، همراه با افزایش ملایم در مقادیر K، Sr، Rb، Ba، Pb و U نشان میدهد که چهبسا در پی فرورانشِ مایل به زیر ایرانمرکزی فضاهای مناسبی در لبه ورقه ایرانمرکزی پدید آمده است؛ سپس در پی کاهش فشار و ذوببخشی در گوة گوشتهای، مذابهای سازنده این نفوذیها پدید آمدهاند.
واژههای کلیدی: زمینشیمی، اسپینللرزولیت، گابرو، فرورانش مایل، خراجو، ارومیه-دختر
مقدمه
بیشتر تودههای ماگمایی گابرویی تا گرانیتی در صفحه ایرانمرکزی (شامل پهنه ارومیه-دختر) و پهنه دگرگونی سنندج-سیرجان نفوذ کردهاند. در ایران، جایگزینی سنگهای آذرین درونی بیشتر در مزوزوییک (ژوراسیک و کرتاسه) و ترسیری (الیگومیوسن و میوسن) روی داده است؛ اما در پالئوزوییک و پرکامبرین، تزریق آنها در این پهنهها بسیار کمتر بوده است (Berberian and King, 1981).
گابروها سنگهای آذرین درونیِ متوسط تا درشت دانه، با ترکیب بازالتی هستند. ویژگیهای سنگشناسی گابروها همانند دیوریتهاست؛ اما در گابروها، بلورهای پلاژیوکلاز بیش از 50 % آنورتیت دارند. گابروها، در برابر دیوریتها، از سیلیس تهیتر و از Mg، Fe و Ca غنیتر هستند. این سنگها بیشتر مزوکرات هستند؛ اما گاه بهصورت لوکوکرات نیز دیده میشوند. هیپیدیومورفیک گرانولار بافت شاخص این سنگهاست. بافت کومولا نیز رایج است. بافتهای دیگر این سنگها بافتهای افتیک، سابفتیک و نواری هستند. ترکیب گابروها آلکالن تا تولهایتی است و گاه گونههای سرشار از MgO نیز در آنها دیده میشوند (Rock, 1991; Luhr, 1997; Best, 2003; Torabi, 2009; Gill, 2010).
بررسیهای زمینشیمیایی و سنگشناسی گابروها و بازالتها و سنگهای وابسته به آنها نشان میدهد که بسیاری از این سنگها با ماگمای اولیه جداشده از گوشته در تعادل نیستند (برای نمونه: Rock, 1991؛ Aldanmaz et al., 2000). اما انواع گوناگون آنها، دچار درجههای متفاوتی از جدایش بلورین در آشیانه ماگمایی درون پوسته شدهاند. در آشیانههای ماگماییِ زیر کانونهای گسترش اقیانوسی، مجموعههای افیولیتی دارای سنگهای گابرویی و اولترامافیکی بهصورت انباشتی (Cumulate) هستند. افزون بر این، چنین مجموعههایی در پهنههای پشتکمان و بالای پهنههای فرورانشی نیز دیده میشوند. همچنین، نمونههای گابرویی از پهنههای شکستگی اقیانوسی (oceanic fracture zones) و مجموعههای هسته کششی اقیانوسی (oceanic extensional core complexes) گزارش شدهاند (Ildefonse et al., 2007). گاه گابروها درجا و در جزایر اقیانوسی (مانند هاوایی) با سرشت دروناقیانوسی پدید میآیند (Gill, 2010). در ایالتهای آذرین بزرگ مقیاس (large igneous provinces)، مانند توده آذرین درونیِ لایهایِ موسکاکس (Muskox layered intrusion)، گابروها بهصورت دایکهای دلریتی رخنمون دارند (Gill, 2010; Raymond, 2007). در مجموعههای بازالتی طغیانی قارهای (مانند بوشولد) نیز گابروها گسترش دارند (Best, 2003).
گابروها در کنارههای قارهای پویا در هر ژرفایی نفوذ میکنند و بیشتر به زمینساخت منطقه بستگی دارند. در مناطقی که فرورانش مایل (Oblique subduction) روی میدهد، تنشها و واتنشهای شدیدی در پوسته بالایی رخ میدهد و شکستگیهای ژرفی در محیط زمینساختی فرورانشِ فراپوستهای پدید میآیند. در پی این فرایند، فشار در این بخشها کاهش مییابد تا اینکه مذابهای ژرفتر بتوانند در این بخشها و فضاها تزریق شوند (Delteil et al., 2003; Elmas and Yilmaz, 2003; McClay et al., 2004; Chen and Chen, 2004; Molinaro et al., 2005; Maggi and Priestly, 2005; Niwa, 2006; Navabpour et al., 2013; Rooney et al., 2015). در پی فرورانش مایل نئوتتیس به زیر ایرانمرکزی، پهنههای برشی بزرگ مقیاس در لبه جنوبی ورقه ایرانمرکزی پدید آمدهاند (Jackson et al., 2002; Maggi and Priestly, 2005; Shahabpour, 2005; Omrani et al., 2008; Dargahi et al., 2010; Agard et al., 2011; Alaminia et al., 2013; Navabpour et al., 2013; Mohajjel and Fergusson, 2014). این فرایند جایگاه خوبی برای نفوذ تودههای ماگمایی پدید آورده است. پس در پی زمینساخت جهانی و گسلهای بزرگ مقیاس، ماگماهای ژرف پوستهای و یا گوشتهای به این بخش از پوسته قارهای ایران نفوذ کردهاند (Berberian and King, 1981; Maggi and Priestly, 2005; Agard et al., 2011).
بررسیهای Ghadirzade (2002) روی نقشه زمینشناسی با مقیاس 1:100000، تنها مرجع پژوهشی برای تودههای آذرین درونی گابرویی خراجو است. در پی نبود بررسیهای زمینشیمیایی و نیز نبود شناختی از جایگاه زمینساختی این سنگهای آذرین درونی، این پژوهش بر روی یافتههای زمینشیمیایی متمرکز شده است. این بررسیها میتواند در شناسایی پهنه زمینساختی پیدایش این گابروها و نیز بازسازی پهنه تکتونوماگمایی بخش شمالی پهنه ارومیه-دختر سودمند باشد. ازاینرو، در این پژوهش، با کاربرد دادههای زمینشیمیایی، به بررسی سنگشناسی و پهنه زمینساختی احتمالیِ پیدایش سنگهای مافیک باختر و شمالباختری خراجو (جنوب شهرستان آذرشهر، آذربایجان شرقی) پرداخته شده است.
پهنه زمینشناسی
در صفحه ایرانمرکزی، بیشتر گابروها و گرانیتوییدهای ایران در پهنه ماگمایی ارومیه-دختر جایگرفتهاند (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994)؛ برای نمونه: تودههای آذرین درونی گرانیتوییدی سونگون و مزرعه شمالخاوری تبریز (Karimzadeh Somarin and Moayyed, 2002)، گرانیتوییدهای جنوبباختری کرمان (Dargahi et al., 2010)، تودههای آذرین درونی گرانیتی تا گابرو جنوب اردستان (Yeganehfar et al., 2013)، توده آذرین درونی کوه دم (Kananian et al., 2014) در شمال اردستان، گابروها تا گرانیتوییدهای چهارگنبد سیرجان (Fazlnia et al., 2014)؛ مجموعه آذرین قهرود در جنوب قمصر (Ghasemi and Tabababaei Manesh, 2015).
نفوذیهای گابرویی خراجو درون پهنه ماگمایی ارومیه-دختر جای دارند (شکل 1). پهنه ماگمایی ارومیه دختر در بخش باختری ایرانمرکزی و در لبه خاوری پهنه سنندج-سیرجان است. بخش همجوار پهنه سنندج-سیرجان، به سوی ایرانمرکزی، پهنه ماگمایی ارومیه-دختر نامیده شده است (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003). بر پایه بررسیهای Stöcklin (19868) و Ghadirzade (2002)، تودههای آذرین درونی گابرویی خراجو، بخشی از پهنه ارومیه-دختر شمالی است.
بر پایه بررسیهای پیشین (Ghadirzade, 2002)، این تودههای نفوذی گابروهایی تیرهرنگی هستند که درون مجموعه نهشتههای کرتاسه پسین نفوذ کردهاند و رخنمونهای پراکندهای از آنها در جنوب و جنوبخاوری دریاچه ارومیه (جنوب آذرشهر) دیده میشود (شکل 1). از دیدگاه سن، توده گابرویی دارای سن پس از کرتاسه و چهبسا ائوسن بوده و به فاز فشارشی لارامید بستگی دارد (Ghadirzade, 2002).
شکل 1- نقشه زمینشناسی سادهشده محدود جنوب آذرشهر، جنوبباختری آذربایجان شرقی، با طولهای جغرافیایی ´42°45 و ´57°45 خاوری و عرضهای جغرافیایی ´31°37 و ´34°37 شمالی، با اندکی تغییر پس از Ghadirzade (2002). در راهنمای شکل سازندها از پایین به بالا جوانتر میشوند.
بررسیهای میکروسکوپی Ghadirzade (2002) نشان میدهد که این گابروها بافت گرانولار-افیتیک دارند. بلورهای پلاژیوکلاز آنها شکلدار تا کمیشکلدار و متقاطع هستند؛ اندازه بلورها 4-7/0 میلیمتر و ترکیب شیمیایی آنها لابرادوریت است. این بلورها، بیشتر، کلریتی، آرژیلیتی، اپیدوتی، سریسیتی، پرهنیتی، و اندکی کربناتی (سوسوریتی) شدهاند. بلورهای پیروکسن (اوژیت) درشت، پهن و شکلدار، با اندازه تا 3 میلیمتر هستند و ماکل اوژیت دارند. بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز در کنار هم سازنده بافت افیتیک هستند. بلورهای پیروکسن کمی اورالیتی، کلریتی، اکسیده و سرپانتینی شدهاند (Ghadirzade, 2002).
بررسیهای پیشین (Ghadirzade, 2002) نشان داد که گابروهای خراجو طبیعت کالکآلکالن دارند. این گابروها چهبسا در یک کمان حاشیه قارهای پدید آمدهاند. بر این پایه، فاز گسلی رورانده بوکت-داشکسن (Buket-Dashkasan) در نزدیکی رخنمون گابروها در همین زمان فعال شده و نفوذ گابروهای خراجو را آسان کرده است (Ghadirzade, 2002).
شواهد نشاندهنده وابستگی گابروها و گرانیتوییدهای پهنه ارومیه-دختر به کمان حاشیه قارهای (Dimitrijevic, 1973; Berberian and King, 1981; Pourhosseini, 1983; Picher, 1997; Ghadirzade, 2002; Fazlnia and Moradian, 2002; Arvin et al., 2007; Dargahi et al., 2010; Mouthereau et al., 2012 Mohajjel and Fergusson, 2014; Shafaii Moghadam et al., 2015) عبارتند از: آندزیت و داسیت در حجمهای بزرگ؛ سنگهای گرانیتی از دیوریت تا آلکالیفلدسپارگرانیت گروه-I؛ باتولیتهای خطی نامنظم در ارتباط با آتشفشانهای یادشده؛ مس پورفیری دارای مولیبدن؛ استراتوولکانهای بزرگ بیدخوان، مساهیم و قلعه خرگوشی؛ برتری بیش از پیش سنگهای ماگمایی کالکآلکالن؛ مجموعههای پیروکلاستیک کالدرادار؛ سنگهای شوشونیتی؛ پهنه دگرگونی سنندج-سیرجان، گسلهای راستگردی که رسوبگذاری در پهنههای حاشیهای جداشده آنها روی میدهد، شواهدی از کارکرد نیروهای برشی بزرگ مقیاس هستند که تودههای آذرین درونی در راستای آنها تزریق شدهاند.
روش انجام پژوهش
نمونهبرداری منظم از کنارهها به مرکز تودههای آذرین درونی گابرویی انجام شد. پس از بررسی صحرایی و سنگنگاری، برای تجزیه شیمیایی، از میان نمونههایی که بافت یکنواخت و پراکندگی کانیشناسی یکنواختی در همه بخشهای سنگ داشتند بهترین نمونهها برگزیده شدند. نمونههایی که هوازده، خرد شده بودند و یا تغییر کانیشناسی و بافتی داشتند کنار گذاشته شدند. نمونهها از همه بخشهای جایگاه نمونهبرداری برگزیده شدند تا نمونههای تجزیهشده نماینده همه بخشهای این توده آذرین درونی باشند.
برای تجزیه و اندازهگیری عناصر فرعی و اکسیدهای اصلی، بهترتیب با دستگاه ICP-MS (Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry) و ICP-ES (Inductively Coupled Plasma - Emission Spectrometry)، نمونهها به شرکت Acme (ونکوور کانادا) فرستاده شدند (برای آگاهی بیشتر وبگاه http://www.acmelab.com بررسی شود).
مقدار LOI (Loss on Ignition) با روش گرمادادن پودر نمونهها تا 950 درجه سانتیگراد در 90 دقیقه بهدست آمد (جدولهای 1 و 2).
جدول 1- دادههای تجزیه شیمیایی عناصر اصلی گابروهای خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجان شرقی) با روش ICP-ES (دادهها به درصد وزنی هستند) و محاسبه نورم C.I.P.W. (Leu: لوکو؛ Mes: مزو؛ Mel: ملا؛ Gab: گابرو؛ q: کوارتز؛ or: ارتوکلاز؛ ab: آلبیت؛ an: آنورتیت؛ di: دیوپسید؛ hy: هیپرستن؛ il: ایلمنیت؛ ap: آپاتیت).
|
Sample No. |
A-4-1 |
A-4-4 |
A-4-5 |
A-4-7 |
A-4-8 |
A-5-2 |
A-5-5 |
A-5-8 |
|
|
Rock Type |
Leu Gab |
Leu Gab |
Mel Gab |
Mel Gab |
Mes Gab |
Leu Gab |
Mes Gab |
Leu Gab |
|
|
SiO2 |
52.16 |
51.97 |
51.12 |
53.35 |
52.86 |
51.35 |
52.58 |
52.14 |
|
|
Al2O3 |
16.91 |
15.64 |
14.82 |
13.10 |
13.75 |
16.02 |
15.52 |
16.71 |
|
|
TiO2 |
1.30 |
1.53 |
0.72 |
0.44 |
0.50 |
0.76 |
1.26 |
1.07 |
|
|
FeO |
10.08 |
11.12 |
12.00 |
12.06 |
11.83 |
11.08 |
11.74 |
8.98 |
|
|
MgO |
6.77 |
6.91 |
8.22 |
9.28 |
8.27 |
6.93 |
6.68 |
6.86 |
|
|
MnO |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
0.04 |
|
|
CaO |
10.03 |
10.23 |
8.48 |
7.69 |
7.89 |
10.27 |
7.91 |
9.53 |
|
|
K2O |
0.28 |
0.29 |
0.15 |
0.13 |
0.14 |
0.36 |
0.07 |
0.45 |
|
|
Na2O |
1.15 |
1.00 |
0.43 |
0.33 |
0.31 |
0.92 |
2.10 |
1.23 |
|
|
LOI |
1.2 |
1.2 |
3.2 |
3.5 |
3.5 |
2.1 |
1.8 |
2.1 |
|
|
Total |
99.92 |
99.93 |
99.19 |
99.92 |
99.10 |
99.83 |
99.72 |
99.11 |
|
|
C.I.P.W. norm |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
q |
7.73 |
7.76 |
9.26 |
11.97 |
12.78 |
6.27 |
5.73 |
8.09 |
|
|
or |
1.65 |
1.71 |
0.89 |
0.77 |
0.83 |
2.13 |
0.41 |
2.66 |
|
|
ab |
9.73 |
8.46 |
3.64 |
2.79 |
2.62 |
7.78 |
17.77 |
10.41 |
|
|
an |
40.15 |
37.33 |
38.06 |
33.88 |
35.71 |
38.52 |
32.71 |
38.74 |
|
|
di |
6.70 |
10.25 |
2.13 |
2.66 |
1.65 |
10.16 |
5.23 |
5.63 |
|
|
hy |
29.98 |
30.11 |
40.36 |
43.31 |
40.77 |
31.39 |
33.62 |
29.11 |
|
|
il |
2.47 |
2.91 |
1.37 |
0.84 |
0.95 |
1.44 |
2.39 |
2.03 |
|
|
ap |
0.53 |
0.37 |
0.51 |
0.37 |
0.51 |
0.07 |
0.07 |
0.60 |
|
شواهد صحرایی و سنگنگاری
بررسی دقیق صحرایی رخنمونهای سنگی گوناگونِ تودههای آذرین درونی گابرویی خراجو نشان میدهد که چندین رخنمون سنگی گوناگون در این محدوده وجود دارد. سنگهای اصلی درون این تودههای آذرین، دارای ترکیب گابرویی هستند. بر پایه درصد فراوانی کانیهای تیره و کدر گابروها، گونههای سنگی لوکوگابرو (شکل 2- A)، مزوگابرو (شکل 2- B) و ملاگابرو (شکل 2- C) را میتوان از یکدیگر شناسایی کرد. در بیشتر رخنمونها، مرز میان گونههای سنگی گابرویی تدریجی و از ملاگابرو تا لوکوگابرو است. چنین ویژگیهایی چهبسا نشاندهنده نبود آشفتگی و وجود تعادل مکانیکی در هنگام تبلور در آشیانه ماگمایی است. در این رخنمونها هیچ لکه آنورتوزیتی و یا مافیک، مانند ورلیتها و یا پیروکسنیتها، دیده نمیشود. پس اگرچه تبلور به روش جدایش بلورین در آشیانه ماگمایی چهبسا چندان گسترده نبوده؛ اما به اندازهای بوده است که بخشهایی از ملاگابرو تا لوکوگابرو را پدید آورده است. ازاینرو، سن پیدایش سنگهای گوناگون در این محدوده یکسان است. همه رخنمونها، در نمونه دستی، تغییر آشکاری در اندازه دانهها ندارند و پراکندگی کمابیش یکنواختی از دیدگاه اندازه و انباشتگی بلورهای گوناگون در آنها دیده میشود.
در پی نفوذ گابروهای خراجو در سنگهای آهکی-آتشفشانی کرتاسه پسین (Ghadirzade, 2002)، دگرگونی حرارتی در این سنگها روی داده است (شکلهای 2- C و 2- D). هیچ رخنمونی از هاله دگرگونی که تنها سنگهای آتشفشانی را دچار دگرگونی کرده باشد دیده نشد. افزون بر این، در پی خالصبودن سنگهای آهکی، کانیهای همایند (Paragenesis) خوبی برای شناخت شرایط دگرگونی یافت نشد. سنگهای آهکی دوباره تبلور یافته و دانهدرشت شدهاند و تنها بر پایه افزایش ستبرای رخهای لوزیشکل میتوان بخشهای کمدما و پردمای دگرگونی را شناسایی کرد؛ بهگونهایکه با افزایش ستبرای رخ، درجه دگرگونی بیشتر میشود (Ferrill, 1991).
جدول 2- دادههای تجزیه شیمیایی عناصر فرعی گابروهای خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجان شرقی) با روش ICP-MS. دادهها بر پایه بخش در میلیون یا ppm هستند (Leu: لوکو؛ Mes: مزو؛ Mel: ملا؛ Gab: گابرو؛ q: کوارتز؛ or: ارتوکلاز؛ ab: آلبیت؛ an: آنورتیت؛ di: دیوپسید؛ hy: هیپرستن؛ il: ایلمنیت؛ ap: آپاتیت) (Eu*=(Smn+Gdn)0.5; Eu/Eu*=Eun/(Smn+Gdn)0.5; Ce*=(Lan+Prn)0.5; Ce/Ce*=Cen/(Lan+Prn)0.5).
|
Sample No. |
A-4-1 |
A-4-4 |
A-4-5 |
A-4-7 |
A-4-8 |
A-5-2 |
A-5-5 |
A-5-8 |
|
Rock Type |
Leu Gab |
Leu Gab |
Mel Gab |
Mel Gab |
Mes Gab |
Leu Gab |
Mes Gab |
Leu Gab |
|
Sc |
27.5 |
32.0 |
17.9 |
15.8 |
13.4 |
32.5 |
22.3 |
22.0 |
|
V |
209 |
287 |
125 |
82 |
86 |
139 |
185 |
173 |
|
Cr |
110.6 |
118.8 |
964.4 |
1124.3 |
1375.1 |
187.5 |
28.6 |
171.2 |
|
Co |
31.9 |
35.6 |
57.6 |
90.3 |
76.6 |
34.2 |
28.1 |
29 |
|
Ni |
57.1 |
68 |
629.8 |
769.2 |
882.4 |
73 |
10.8 |
63.6 |
|
Cu |
79.1 |
111.4 |
85 |
92.1 |
94 |
42.5 |
90.8 |
67.3 |
|
Zn |
60 |
73 |
74 |
72 |
85 |
101 |
156 |
60 |
|
Rb |
7.3 |
8.5 |
7.7 |
7.1 |
7.8 |
12.2 |
31 |
11.1 |
|
Sr |
660.7 |
523.5 |
153.5 |
261 |
105.1 |
405.3 |
651.3 |
740 |
|
Y |
15.7 |
18.2 |
11.5 |
7.2 |
8.9 |
14.8 |
33.1 |
14.7 |
|
Zr |
55 |
75.9 |
40.6 |
31.5 |
50.6 |
39.5 |
66.1 |
73.1 |
|
Nb |
7.7 |
1.9 |
2.9 |
2.9 |
2 |
1.2 |
1.1 |
2.7 |
|
Sn |
1.4 |
1.3 |
1.3 |
1.1 |
1.1 |
0.9 |
1.2 |
1.2 |
|
Sb |
2.5 |
1.5 |
1.0 |
- |
- |
1.2 |
1.2 |
0.9 |
|
Cs |
0.7 |
0.8 |
3.3 |
2.2 |
3 |
1.3 |
0.5 |
1.2 |
|
Ba |
125 |
97 |
108 |
45 |
30 |
111 |
120 |
157 |
|
La |
8.0 |
9.2 |
3.9 |
4.1 |
4.5 |
7.0 |
8.6 |
8.1 |
|
Ce |
21.1 |
23 |
8.7 |
9.8 |
11.1 |
19.2 |
25 |
21.2 |
|
Pr |
2.80 |
3.18 |
1.25 |
1.29 |
1.56 |
2.54 |
3.74 |
2.89 |
|
Nd |
11.1 |
12.3 |
4.0 |
3.8 |
4.9 |
9.7 |
15.8 |
10.7 |
|
Sm |
1.93 |
2.32 |
0.47 |
0.15 |
0.36 |
1.8 |
3.72 |
1.83 |
|
Eu |
1.04 |
1.09 |
0.41 |
0.23 |
0.28 |
0.97 |
1.76 |
0.96 |
|
Gd |
2.64 |
2.86 |
1.77 |
1.49 |
1.70 |
2.52 |
3.84 |
2.55 |
|
Tb |
0.55 |
0.61 |
0.36 |
0.26 |
0.31 |
0.51 |
0.99 |
0.51 |
|
Dy |
2.72 |
3.09 |
1.91 |
1.43 |
1.57 |
2.68 |
5.18 |
2.55 |
|
Ho |
0.61 |
0.58 |
0.41 |
0.25 |
0.35 |
0.65 |
1.12 |
0.54 |
|
Er |
1.51 |
2.00 |
0.89 |
0.34 |
0.46 |
1.41 |
4.33 |
1.45 |
|
Tm |
0.16 |
0.19 |
0.13 |
0.08 |
0.07 |
0.16 |
0.39 |
0.16 |
|
Yb |
1.90 |
2.20 |
1.60 |
1.00 |
1.30 |
1.80 |
3.80 |
1.80 |
|
Lu |
0.22 |
0.26 |
0.19 |
0.13 |
0.16 |
0.21 |
0.43 |
0.21 |
|
Hf |
1.9 |
2.2 |
1.0 |
0.8 |
1.1 |
1.4 |
2.0 |
1.8 |
|
Ta |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
0.3 |
|
Pb |
13.1 |
13.0 |
14.5 |
12.8 |
14.0 |
15.5 |
18.4 |
13.0 |
|
Th |
1.1 |
1.2 |
0.3 |
0.4 |
0.6 |
0.8 |
0.9 |
0.9 |
|
U |
1.2 |
1.3 |
1.0 |
1.1 |
1.1 |
1.2 |
1.2 |
1.2 |
|
P |
870 |
890 |
411 |
394 |
450 |
703 |
1130 |
838 |
|
Rb/Sr |
0.01 |
0.02 |
0.05 |
0.03 |
0.07 |
0.03 |
0.05 |
0.02 |
|
Rb/Ba |
0.06 |
0.09 |
0.07 |
0.16 |
0.26 |
0.11 |
0.26 |
0.07 |
|
K/Ba |
23.82 |
31.94 |
14.52 |
30.76 |
49.60 |
34.27 |
6.75 |
30.55 |
|
Lan/Ybn |
3.92 |
3.81 |
2.21 |
3.40 |
3.03 |
3.59 |
2.15 |
4.15 |
|
Lan/Smn |
2.68 |
2.56 |
5.36 |
17.67 |
8.08 |
2.51 |
1.49 |
2.86 |
|
Smn/Ybn |
1.13 |
1.17 |
0.33 |
0.17 |
0.31 |
1.11 |
1.09 |
1.13 |
|
Eu* |
4.39 |
5.01 |
2.01 |
1.42 |
1.83 |
4.14 |
7.41 |
4.20 |
|
Eu/Eu* |
1.41 |
1.29 |
1.21 |
0.96 |
0.91 |
1.39 |
1.41 |
1.36 |
|
Ce* |
10.89 |
12.46 |
5.10 |
5.32 |
6.10 |
9.70 |
13.03 |
11.13 |
|
Ce/Ce* |
1.09 |
1.04 |
0.96 |
1.04 |
1.02 |
1.12 |
1.08 |
1.07 |
شکل 2- تصویرهای صحرایی از نمونههای گابرویی خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجان شرقی). A) لوکوگابرو با شکستگیهای پدید آمده در پی رخنمونیافتن سنگ در سطح زمین؛ B) مزوگابروها با شواهدی از فرسایش پوستهپیازی و گردشدگی در پی هوازدگی؛ C) ملاگابروهایی که با نفوذ خود سنگهای آهکی کرتاسه پسین را دچار دگرگونی حرارتی کردهاند. D) نمای نزدیکی از رخنمون هاله دگرگونی حرارتی در سنگهای آهکی-آتشفشانی کرتاسه پسین.
گردهمایی کانیایی در گابروهای خراجو بیشتر از پلاژیوکلاز (60-20 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (45-10 درصد حجمی) و الیوین (30-2 درصد حجمی) ساخته شده است (شکل 3). در بیشتر نمونهها بلورهای هورنبلند (25-1 درصد حجمی) و کانی فرعی بیوتیت (کمتر از 1 درصد حجمی) دیده میشوند. در بیشتر نمونهها ارتوپیروکسن نبوده و یا درصد حجمی ناچیزی دارد. آپاتیت و مگنتیت همراه با ایلمنیت از کانیهای فرعی دیگر هستند. در برخی نمونهها فراوانی کانیهای کدر که بیشتر مگنتیت هستند تا 40 درصد حجمی نیز میرسد. گابروها دانهدرشت بوده و بلورهای اصلی آنها بیشتر شکلدار تا نیمهشکلدار هستند. فراوانترین بافت این سنگها گرانولار و ارتوکومولایی (در بافتهای orthocumulate یا انباشتی بلورهای شکلدار بههم چسبیدهاند و فضای میان آنها بلورهای اینترکومولا از یک یا چندین کانی ساخته شده است) است (شکل 3- A). در بخشهایی که مرز برخورد تدریجی گابروهای گوناگون دیده میشود، درصد مودال پلاژیوکلاز، الیوین و کلینوپیروکسن تغییر میکند.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی برگزیده از رخنمونهای گوناگون گابروهای خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجان شرقی) (تصویرهای چپ نور پلاریزه ساده یا Plane Polarized Light (PPL) و تصویرهای راست نور پلاریزه متقاطع یا Cross Polarized Light (XPL)). A) در این تصویر بافت ارتوکومولایی (ساختهشده از بلورهای الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز) دیده میشود و در آن بلورهای میانکومولایی (بیشتر کانیهای کدر) در فضای بلورهای اصلی هستند؛ B) بلورهای کومولایی کلینوپیروکسن و سپس آمفیبول از مذاب بهجامانده در میان بلورهای کومولایی نخست و خودشکل پلاژیوکلاز رشد کرده و بافت میانکومولایی را ساختهاند؛ C) بلورهای کومولایی آمفیبول پدیدآمده از واکنش میان مذاب بهجاماندة میانکومولایی و نیز جفتبلورهای پلاژیوکلاز-الیوین، پلاژیوکلاز-کانی کدر (شاید مگنتیت) و پلاژیوکلاز-کلینوپیروکسن رشد کردهاند (Ol: الیوین؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Amp: آمفیبول؛ Opq: کانی کدر (شاید مگنتیت)).
در این مرزها ملاگابرو به مزوگابرو و سپس لوکوگابرو تبدیل میشود. پیدایش بلورهای کانی فرعی بیوتیت به اندازه ناچیز در بافت میانکومولایی (intercumulate) و در پی جدایش بلورین روی داده است؛ بهگونهایکه، مذابهای بهجامانده میانکومولایی که غنی از عناصر سازنده این کانیها بودهاند از یک مذاب کالکآلکالن پدید آمدهاند. در برخی نمونهها کلینوپیروکسنها نیز بافت میانکومولایی ساختهاند (شکل 3- B). گاه گردهمایی کوچکی از عدسیهای غنی در الیوین و گاه کلینوپیروکسنِ این سنگها دیده میشود.
رشد آمفیبولها در بیشتر نمونههای سنگی در بافت میانکومولایی رخ داده است (شکلهای 3- B و 3- C). در برخی نمونهها، افزایش درصد مودال آمفیبول تا 25 درصد حجمی بافت افیتیک را پدید آورده است. همانگونهکه در شکل 3- C دیده میشود، گویا واکنشی میان بلورهای کومولایی نخستین و مایع، در حالت نیمهخمیری روی میدهد تا بلورهای آمفیبول پدید آیند. در این شکل آشکار است که از یک سو مایع پایانی کومولایی که از مواد فرار غنی است و از سوی دیگر، در حضور پلاژیوکلاز-الیوین (مرز این دو بلور)، پلاژیوکلاز-کانی کدر (مرز این دو بلور) و پلاژیوکلاز-کلینوپیروکسن، واکنشهایی روی داده است و در پی آنها، بلورهای میانکومولایی آمفیبول رشد کردهاند (برای آگاهی بیشتر، Turner و Stüwe (1992)،Shelley (1993)، de Ronde و همکاران (2004) و Tomilenko و Kovyazin (2008) بررسی شوند).
زمینشیمی سنگ
گابروهای خراجو ترکیب گستردهای از Al2O3، FeO*، MgO، CaO، Na2O و TiO2 را نشان میدهند (جدول 1). این تغییر ترکیبی به درصد مودال کانیهای تیره (مافیک) و روشن (فلسیک) گابروها بستگی دارد. در پی فراوانی بالای پلاژیوکلاز، لوکوگابروها دارای Al2O3، CaO و Na2O بالاتری از گابروهای دیگر هستند (جدول 1). بر پایه درصد مودال کانیهای تیره و روشن، در مزوگابروها و ملاگابروها مقادیر MgO و FeO* بیشتر و Na2O کمتر است. در نمونه A-5-5، در پی بالابودن فراوانی آمفیبولهای اورالیتی پدیدآمده از کلینوپیروکسنها، درصد مودال Na2O افزایش معناداری یافته است. افزونبر این، با بالارفتن درصد مودال آمفیبول در نمونهها، از ملاگابرو تا لوکوگابرو، درصد وزنی TiO2 نیز افزایش یافته است.
مقدار عناصر فرعی در گابروهای خراجو تغییر چشمگیری دارد (شکلهای 4 و 5)، اما روندهای افزایش و کاهش بسیاری از عناصر، از هر سنگی به سنگ دیگر، کمابیش همانند هستند. از نمونههای لوکوگابرو به سوی مزوگابرو و ملاگابرو باریم کاهش مییابد (جدول 1). برخی ویژگیها (مانند: نبود ناهنجاری و یا ناهنجاری مثبت ملایم در مقدار Ba نسبت به عناصر مجاور خود، همراه با افزایش و ناهنجاری مثبت ملایم در مقدار Sr و تا اندازهای Ti با ناهنجاری مثبت در شکل 4 نشان میدهند که کانیهای دارندة این عناصر در سنگ مادر نخستین که دچار ذوب شده، در هنگام ذوببخشی، فاز پایدار در لیکیدوس نبوده است. شیب آنومالی مثبت یا منفی ملایم Eu در گابروها (میانگین Eu/Eu* در ملاگابروها 1/1، در مزوگابروها 25/1 و در لوکوگابروها 7/1 است؛ جدول 2؛ شکل 4) نشان میدهد که چهبسا پلاژیوکلاز یک فاز کمابیش ناپایدار یا نیمهپایدار در لیکیدوس بوده است؛ بهگونهایکه شاید در پی نبود و یا ناپایداربودن آن در خاستگاه، این عناصر بیرون رفتهاند. فراوانی کمتر پلاژیوکلاز در ملاگابروها نسبت به مزوگابرو و لوکوگابروها علت تفاوت آشکار مقدار آنومالی Eu است.
شکل 4- گابروهای خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجان شرقی) روی نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989): A) نمودار عناصر خاکی نادر؛ B) نمودار چند عنصری. نمونههای گابرویی خراجو با نمونههای بازالتی کالکآلکالنِ پتاسیم متوسط از جزیره کمانی بالغ هونشو (Pearce et al., 1995) مقایسه شدهاند.
تغییر در مقدار فوگاسیته اکسیژن در هنگام تبلور نیز میتواند عامل دیگری برای رویداد ناهنجاری Eu باشد؛ بهگونهایکه در پی افزایش فوگاسیته در هنگام تبلور، Eu در پلاژیوکلاز جذب نمیشود و نمونه دارای ناهنجاری منفی Eu میشود (Rollinson, 1993).
از ملاگابروها به لوکوگابروها، نسبتهای Lan/Ybn و Smn/Ybn (بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیة (Sun and McDonough, 1989) افزایش و نسبت Lan/Smn کاهش مییابند (جدول 2). پس مقدار عناصر خاکی نادر حدواسط از خاکی نادر سبک و سنگین کمتر است. آپاتیت کانی خوبی برای جذب و نگهداری عناصر خاکی نادر حدواسط است (Rollinson, 1993). ازاینرو، چهبسا در هنگام ذوببخشی سنگ خاستگاه، آپاتیت فاز کانیایی پایداری در محل ذوب بوده است. همانندیِ روند الگوهای REE در گابروها نشان میدهد که چهبسا آنها از یک ماگمای یکسان و در پی جدایش بلورین پدید آمدهاند.
آنومالیهای منفی Nb و Ta در همه انواع سنگها نشان میدهند که در هنگام ذوببخشی، یا سنگِ خاستگاهِ نخستین از این عنصرها تهی بوده و یا کانیهای نگهدارنده این عنصرها، مانند روتیل و ایلمنیت و بهویژه خود اسپینل (Xiong et al., 2005)، فاز پایدار این گوشته بودهاند. آنومالیهای منفی ملایم P در بیشتر نمونهها نشان میدهد که همانند Nb، در هنگام ذوببخشی یا سنگِ خاستگاهِ نخستین (درباره گوشته اسپنل لرزولیت، بند پسین دیده شود) از P تهی بوده و یا کانیهای نگهدارنده این عناصر مانند آپاتیت فاز پایدار این گوشته بوده است. اگر آپاتیت فاز پایدار در هنگام ذوببخشی یک گوشته با ترکیب اسپینللرزولیت باشد، فشار بخشی CO2، F و یا Cl باید بالا باشد تا آپاتیت یک فاز پایدار شود (Rollinson, 1993). در پی وجود آپاتیت در برخی از نمونهها آنومالی منفی P از بین رفته است. پس سنگ خاستگاه در اصل از P تهی نبوده است؛ بلکه چهبسا آپاتیت یک فاز کمابیش پایدار در ذوببخشی گوشته با ترکیب اسپینللرزولیت بوده است. روتیل، آپاتیت و ایلمنیت و خود اسپینل فازهای بهجامانده محتمل (Xiong et al., 2005)، در این نوع گوشته هستند، پس این سنگها در عناصر خاکی نادر سبک غنیشدگی بالایی نداشته و عناصری مانند Hf و Ti آنومالی منفی دارند.
از لوکوگابرو به ملاگابروها، مقدار عناصر Cr، Co و Ni تغییر اندکی نشان میدهد. چهبسا این تغییر به تغییر کانیهای تیره، بهویژه آمفیبول و کلینوپیروکسن و تا اندازهای الیوین، بستگی دارد. تغییر در مقدار V و Sc با تغییر مودال آمفیبول وابستگی تنگاتنگی دارد و با افزایش درصد مودال این کانی، مقدار این عنصر نیز افزایش مییابد.
شکل 5- نمودار تغییر مطلق La در برابر Lan/Ybn (Shafaii Moghadam et al., 2015) برای شناسایی شرایط پیدایش گابروهای خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجان شرقی).
بررسی تغییر مقدار Ce (Ce/Ce*) نشان میدهد که احتمال آلایش ماگما با عناصر پوستهای بسیار اندک بوده است (White, 2005؛ جدول 2؛ بند بعدی بررسی شود). بررسی تغییر در مقدار مطلق (La) و نسبت عنصری Lan/Ybn نشان میدهد که در گابروهای خراجو، جدایش بلورین عامل مهمی در تغییر مودال کانیها و در پی آن، عیار برخی عناصر اصلی و فرعی بوده است (شکل 5). وجود مقداری سیلیس در نورم C.I.P.W. (جدول 1)، همراه با هیپرستن و نبود الیوین بیانگر یک ماگمای فرااشباع از سیلیس است. پیدایش ایلمنیت در نورم و پیدایش همزمان دیوپسید و هیپرستن میتواند بیانگر سری ماگمایی کالکآلکالن باشد (Best, 2003; Gill, 2010).
بررسیها نشان میدهد که این نمونهها در عناصری مانند Nb، Ta و تا اندازهای Zr، Hf و P (عناصر با پتانسیل یونی بالا: HFSE) ناهنجاری منفی دارند. همچنین، بالاتر بودن مقادیر عناصر سمت چپِ نمودار عنکبوتیِ چند عنصری (مانند: Cs، Rb، Ba، U، K و Sr؛ شکل 4- B)، نسبت به عناصر سمت راست نشان میدهد که سیالها در انتقال این عناصر ناسازگار اما متحرک نقش داشتهاند (White, 2005). چنین ناهنجاریها و تغییری در عناصر نشان میدهد که این نمونهها در پی ذوببخشی یک خاستگاه اسپینللرزولیت در یک پهنه وابسته به کمان ماگمایی پدید آمدهاند (بخش پهنه زمینساختی بررسی شود). پس در پی آزادشدن سیالها فرورانشی از تیغه (slab) فرورو و انتقال آن به گوة گوشتهای (بخش پهنه زمینساختی بررسی شود) در این بخش از گوشته، ذوببخشی توانسته ماگماهایی با ترکیب گابروی خراجو تولید کند.
بررسی نمودارهای سرشت ماگمایی در پهنههای فرورانشی (شکل 6) نشان میدهد که نمونههای گابرویی خراجو دارای سرشت تولهایتی با پتاسیم کم تا کالکآلکالن با مقادیر پتاسیم متوسط هستند.
پهنه زمینساختی
در پی فرورانش مایل (اریب) نئوتتیس به زیر ایرانمرکزی (Berberian and King, 1981؛ Mohajjel et al., 2003؛ Elmas and Yilmaz, 2003؛ McClay et al., 2004؛ Molinaro et al., 2005؛ Navabpour et al., 2013؛ Fazlnia et al., 2014)، تنشهای از نوع برشی در لبه شمالباختری ایرانمرکزی گسترش یافتهاند (McClay et al., 2004). این نیروهای برشی در بخشهای بالایی پوسته فضاهایی را پدید آوردهاند. چنین شرایطی در این بخش از سرزمین ایران دو اثر را بجا گذاشته است (Fazlnia et al., 2014):
الف) با پیدایش چنین فضاهایی، فشارهای لیتواستاتیک کاهش یافته و در پی آن در گوة گوشتهایِ بالایِ تیغه فرورو ذوب روی داده (شکل 7- A) و مذابهای گابرویی پدید آمدهاند؛
ب) نیروهای برشی سیستمهای گسلی را فعال کرده و در پی آن راههای مناسب برای انتقال این مذابها به بخشهای بالایی پوسته فراهم شده است. در پایان، مذابهای متحرک در آشیانههای پوسته قارهای میانی یا بالاییِ لبه پهنه ماگمایی ارومیه-دختر ساکن شده و با جدایش بلورین، تودههای گابرویی خراجو را پدید آوردهاند.
شکل 6- نمونههای گابروهای خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجان شرقی) در نمودارهای توصیفی برای شناسایی سرشت ماگمایی در پهنههای فرورانشی: A) نمودار اکسید عناصر اصلی SiO2 (wt.%) در FeO*/MgO (Miyashiro, 1974). نمونهها در محدوده کالکآلکالن جای دارند؛ B) نمودار K2O در برابر SiO2 برای شناسایی سری ماگمایی در پهنههای فرورانشی (Rickwood, 1989). نمونهها سرشت تولهایتی با پتاسیم کم تا کالکآلکالن با پتاسیم متوسط نشان میدهند.
در پهنههای که فرورانش یک پوسته اقیانوسی به زیر پوسته اقیانوسی دیگر روی میدهد، ماگماهای تولیدی، بیشتر سرشت تولهایتی با پتاسیم کم و کالکآلکالن با پتاسیم متوسط (Pearce et al., 1995) خواهند داشت (شکلهای 6- A، 6- B و 7- A). در پی نبود آلایش یا آلایش احتمالی اندک همراه با جدایش بلورین اندک، همه نمونهها در محدوده پهنه بالای فرورانش تکامل یافتهاند (شکل 7- A). چنین جایگاههایی با گابروهای پهنههای کمان ماگمایی همخوانی دارد (شکل 7- B). پس چهبسا گابروهای خراجو در یک جزیره کمانی بالغ پدید آمده باشند.
افزون بر این، مقایسه الگوهای عناصر فرعی با نمونههای بازالتی کالکآلکالن با پتاسیم متوسط از جزیره کمانی بالغ هونشو (Pearce et al., 1995) نشان میدهد که نمونههای گابرویی خراجو در یک جزیره کمانی بالغ پدید آمدهاند.
شکل 7- نمودارهای توصیفی زمینشیمیایی برای بررسی پهنه زمینساختی پیدایش گابروهای خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجان شرقی): A) نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983) برای شناسایی سرشت پهنه زمینساختی و فرایندهای ماگمایی گابروهای خراجو. همه نمونهها در بخش پهنه بالای فرورانش جای گرفتهاند (MM: روند گوشته متاسوماتیسم شده؛ UC: ترکیب پوسته بالایی بر پایه Taylor و McLennan (1985)؛ FC: روند جدایش بلورین؛ AFC: روند آلایش همراه با جدایش بلورین (Keskin, 2005))؛ B) نمودار سهتایی شناسایی پهنه زمینساختی پیدایش گابروهای گوناگون (Biermanns, 1996). نمونهها در بخش گابروهای جزیره کمانی بالغ جای گرفتهاند.
در پی فرورانش نئوتتیس به زیر ایرانمرکزی در ائوسن (شکل 1)، سنگهای آذرین درونی-آتشفشانی کالکآلکالن حدواسط تا سرشار از پتاسیم در پهنه ماگمایی ارومیه-دختر گسترش یافتهاند. بررسی نمونههای گابرویی خراجو با سن ائوسن نشان داد که این سنگها حاصل ذوببخشی یک گوة گوشتهای اسپینللرزولیتی هستند (شکلهای 8- A و 8- B).
نبود ناهنجاری یا وجود ناهنجاریهایاندک در مقدار Eu خود بیانگر این سرشت برای گوشته محل ذوب است (White, 2005). ذوب نزدیک به 10 درصدی این گوشته نشان میدهد که حجم بخش ذوبشده با سرشت تولهایتی کم پتاسیم-کالکآلکالن با پتاسیم متوسط همخوانی دارد. پس چنین مذابهایی در پهنه پایداری اسپینل و به کمک سیالهای فرورانشی پدید آمدهاند و سپس در پی تکاپوی گسلهای ژرفِ پوسته قارهای، در پهنه جزیره کمانی بالغ، به بخشهای بالایی این جزیره تزریق شدهاند.
شکل 8- نمودارهای عناصر ناسازگار نامتحرک و نسبتهای آنها برای نمونههای گابرویی خراجو (جنوب آذرشهر، آذربایجان شرقی): A) Sm/Yb در برابر La/Sm (Aldanmaz et al., 2000). مقادیر MORB تهیشده (DM؛ McKenzie and O’Nions, 1991)، گوشته اولیه و MORB عادی (بهترتیب PM و N-MORB؛ Sun and McDonough, 1989)؛ B) Dyn/Ybn در برابر Lan/Ybn (Rogers, 2015) برای شناسایی سنگ مادر اولیه؛ C) Nb/Th در برابر Th (به ppm). مقدار N-MORB ، OIB و Primitive mantle از Sun and McDonough (1989) است.
در هنگام پیدایش و سپس حرکت در مسیر پوسته تا جایگاه آشیانه ماگمایی، آلایش یا روی نداده است و یا بسیار اندک بوده است (شکل 8- C). پس این مذابها پیامد فرورانش تیغه فرورونده نئوتتیس به درون گوشته و پیدایش در پهنه جزیره کمانی بودهاند.
نتیجهگیری
تودههای آذرین درونی خراجو آذرشهر، تودههای ماگمایی با سرشت گابرویی کالکآلکالن هستند که با فرورانش مایل نئوتتیس به زیر لبه شمالباختری ایرانمرکزی (پهنه ماگمایی ارومیه-دختر) در ائوسن پدید آمدهاند. در پی ذوب کاهش فشار در گوة گوشتهای بالای تیغه فرورونده، ذوب روی داده و این تودههای آذرین درونی پدید آمدهاند. سپس در پی تکاپوی گسلهای ژرف وابسته به این فرورانش مایل، این مذابها به درون پوسته بالغ جزیره کمانی تزریق شدهاند. با انتقال سیالهای فرورانشی به این بخش از گوة گوشتهای که ترکیب اسپینللرزولیتی داشته، فرایند ذوببخشی رخ داده است و ازاینرو، مذابهایی تهی از عناصر با قدرت یونی بالا یا HFSE (مانند: Nb، Ta، P، Hf و Zr) و نیز مذابهایِ اندکی غنیشده از K، Sr، Rb، Ba و U پدید آمدهاند. این مذابها در هنگام تزریق در پوسته و یا در آشیانههای جزیره کمانی، با یا بدون آلایش با سنگهای همبر، دچار جدایش بلورین شدهاند.
سپاسگزاری
از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه ارومیه، برای پشتیبانی مالی از این پژوهش، سپاسگزاری میشود.
منابع
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Mineralogical Magazine 148: 692–725.
Alaminia, Z., Karimpour, M. H., Homan, S. M. and Finger, F. (2013) Geochemistry and geochronology of Upper Cretaceous, magnetite series granitoids, Arghash-Ghasem Abad, NE Iran. Petrology 3(12): 103-118 (in Persian).
Alavi, M. (1994) Tectonic of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics 229: 211–238.
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67–95.
Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A. and Babaei, A. (2007) Petrochemistry of the Siah-Kuh granitoid stock southwest of Kerman, Iran: Implications for initiation of Neotethys subduction. Journal of Asian Earth Sciences 30: 474–489.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and Tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Sciences 20: 163–183.
Best, M. G. (2003) Igneous and Metamorphic Petrology. 2nd edition, Blackwell, England.
Biermanns, L. (1996) Chemical classification of gabbroic-dioritic rocks, based on TiO2, SiO2, FeOtotal, MgO, K2O, Y and Zr. In: Andean Geodynamics (Eds. Cobbol, R., Fontbote, L., Gapais, D., Jaillard, É., Marocco, R., Poupinet, G., Roperch, P. and Wörner, G.) Symposium International sur la Geodynamigue Andine 547-550. Saint-Malo, France.
Chen, W-P. and Chen, C-Y. (2004) Seismogenic structures along continental convergent zones: from oblique subduction to mature collision. Tectonophysics 385: 105–120.
Dargahi, S., Arvin, M., Pan, Y. and Babaei, A. (2010) Petrogenesis of post-collisional A-type granitoids from the Urumieh–Dokhtar magmatic assemblage, Southwestern Kerman, Iran: Constraints on the Arabian–Eurasian continental collision. Lithos 115: 190–204.
de Ronde, A. A. (2004) Mineral Reaction and Deformation in Plagioclase-Olivine Composites: An Experimental Study. Inaugural dissertation, Philosophical and Natural Sciences Faculty at The University of Basel, Switzerland.
Delteil, J., Stéphan, J-F., Mercier de Lépinay, B. and Ruellan, É. (2003) Wrench tectonics flip at oblique subduction. A model from New Zealand. Comptes Rendus Geosciences 335: 743–750.
Dimitrijevic, M. D. (1973) Geology of Kerman region. Geological Survey of Iran. Report No. Yu/52.
Elmas, A. and Yilmaz, Y. (2003) Development of an oblique subduction zone - Tectonic evolution of the Tethys suture zone in southeast Turkey. International Geology Review 45: 827–840.
Fazlnia, A. N. and Moradian, A. (2002) Tectonomagmatic environment of Chahar-Gonbad granitoids in Sirjan. 5th Conference of Geological Society of Iran, Tehran University, Iran (in Persian).
Fazlnia, A. N., Jamei, S. and Jafari, A. (2014) Penetrative conditions and tectonomagmatic setting of the Takht granitic batholith, Sirjan. Petrology 5(17): 33-50 (in Persian).
Ferrill, D. A. (1991) Calcite twin widths and intensities as metamorphic indicators in natural low-temperature deformation of limestone. Journal of Structural Geology 13: 667–675.
Ghadirzade, A. (2002) Explanatory text of Azar-Shahr. Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran.
Ghasemi, A. and Tabatabaei Manesh, S. M. (2015) Geochemistry and petrogenesis of Ghohroud Igneous Complex (Urumieh–Dokhtar zone): evidence for Neotethyan subduction during the Neogene. Arabian Journal of Geosciences 8: 9599–9623.
Gill, R., 2010. Igneous rocks and processes: A practical guide. Wiley-Blackwell, Malaysia.
Ildefonse, B., Rona, P. A. and Blackman, D. K. (2007) Drilling the crust at mid-ocean ridges: an “in depth” perspective. Oceanography 20(1):66–77.
Jackson, J., Priestley, K., Allen, M. and Berberian, M. (2002) Active tectonics of the South Caspian Basin. Geophysical Journal International 148: 214–245.
Kananian, A., Sarjoughian, F., Nadimi, A., Ahmadian, J. and Ling, W. (2014) Geochemical characteristics of the Kuh-e Dom intrusion, Urumieh–Dokhtar Magmatic Arc (Iran): Implications for source regions and magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences 90: 137–148.
Karimzadeh Somarin, A. and Moayyed, M. (2002) Granite- and gabbrodiorite-associated skarn deposits of NW Iran. Ore Geology Reviews 20: 127–138.
Keskin, M. (2005) Domal uplift and volcanism in a collision zone without a mantle plume: Evidence from Eastern Anatolia (www.mantleplumes.org)
Luhr, J. F. (1997) Extensional tectonics and the diverse primitive volcanic rocks in the western Mexican Volcanic Belt. The Canadian Mineralogist 35: 473-500.
Maggi, A. and Priestly, K. (2005) Surface waveform topography of the Turkish-Iranian plateau. Geophysical Journal of International 168: 1068–1080.
McClay, K. R., Whitehouse, P. S., Dooley, T. and Richards, M. (2004) 3D evolution of fold and thrust belts formed by oblique convergence. Marine and Petroleum Geology 21: 857–877.
McKenzie, D. and O'Nions, R. K. (1991) Partial melt distributions from inversion of rare Earth element concentrations. Journal of Petrology 32: 1021-1091.
Miyashiro, A. (1974) Volcanic rock series in island arcs and active continental margins. American Journal of Science 274: 321–355.
Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2014) Jurassic to Cenozoic tectonics of the Zagros Orogen in northwestern Iran. International Geology Review 56: 263–287.
Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397–412.
Molinaro, M., Zeyen, H. and Laurencin, X. (2005) Lithospheric structure beneath the south-eastern Zagros Mountains, Iran recent slab break-Mountains, Iran recent slab break-off. Terra Nova 17: 1–6.
Mouthereau F., Lacombe O. and Vergés J. (2012) Building the Zagros collisional orogen: Timing, strain distribution and the dynamics of Arabia/Eurasia plate convergence. Tectonophysics 532-535: 27-60.
Navabpour, P., Barrier, E. and McQuillan, H. (2013) Oblique oceanic opening and passive margin irregularity, as inherited in the Zagros fold-and-thrust belt. Terra Nova 26: 208–215.
Niwa, M. (2006) The structure and kinematics of an imbricate stack of oceanic rocks in the Jurassic accretionary complex of Central Japan: an oblique subduction model. Journal of Structural Geology 28: 1670-1684.
Omrani, J., Agard, P. Whitechurch, H. Benoit, M. Prouteau G. and Jolivet L. (2008) Arc magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: A new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos 106: 380–398.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In:Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth C. J. and Norry M. J.) 230-249. Shiva Press, Nantwich, U. K.
Pearce, J. A., Baker, P. E., Harvey, P. K. and Luff I. W. (1995) Geochemical evidence for subduction fluxes, mantle melting and fractional crystallization beneath the South Sandwich-Island Arc. Journal of Petrology 36: 1073–1109.
Pitcher, W. S. (1997) The Nature and origin of granite. 2nd edition, Chapman and Hall, London, England.
Pourhosseini, F. (1983) Petrogenesis of Iranian Plutons: A study of the Natanz and Bazman intrusive complexes. Geological Survey of Iran. No. 53, 325 pp.
Raymond, L. A. (2007) Petrology: the study of igneous, sedimentary and metamorphic rocks. 5nd edition, McGraw Hill, Boston, United States of America.
Rickwood, P. C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos 22: 247–263.
Rock, N. M. S. (1991) Lamprophyres. 1st edition. Blackie, Glasgow.
Rogers, N. (2015) The Composition and Origin of Magmas. In: The Encyclopedia of Volcanoes (Ed. Sigurdsson, H.) 93-112.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evolution, presentation, interpretation. Longman, Singapore.
Rooney, T., Morell, K. D., Hidalgo, P. J. and Franceschi, P. (2015) Magmatic consequences of the transition from orthogonal to oblique subduction in Panama. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 16(12): 4178–4208.
Shafaii Moghadama, H., Li, X, -H., Ling, X. –X., Stern, R. J., Santos, J. F., Meinhold, G., Ghorbani, G. and Shahabi, S. (2015) Petrogenesis and tectonic implications of Late Carboniferous A-type granites and gabbronorites in NW Iran: Geochronological and geochemical constraints. Lithos 212–215: 266–279.
Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences 24: 405–417.
Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. 2nd edition. Springer, Verlag, Berlin.
Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists 52: 1229–1258.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in Ocean Basins (Eds. Saunders, A. S. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313-345. Geological Society of London.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Scientific Publications, London, UK.
Tomilenko, A. A. and Kovyazin, S. V. (2008) Development of Corona Textures around Olivine in Anorthosites of the Korosten Pluton, Ukrainian Shield: Mineralogy, Geochemistry, and Fluid Inclusions. Petrology 16: 87–103.
Torabi, G., 2009. Late Permian lamprophyric magmatism in North-East of Isfahan Province, Iran: A mark of rifting in the Gondwana land. Comptes Rendus Geoscience 341: 85-94.
Turner, S. P. and Stüwe, K. (1992) Low-pressure corona textures between olivine and plagioclase in unmetamorphosed gabbros from Black Hill, South Australia. Mineralogical Magazine 56: 503–509.
White, W. M. (2005) Geochemistry. Electronic Book (http://eu.wiley.com/WileyCDA/WileyTitle/ productCd-EHEP002849.html).
Xiong, X. L., Adamb, T. J., Greenb, T. H., 2005. Rutile stability and rutile/melt HFSE partitioning during partial melting of hydrous basalt: implications for TTG genesis. Chemical Geology 218: 339–359.
Yeganehfar, H., Ghorbani, M. R., Shinjo, R. and Ghaderi, M. (2013) Magmatic and geodynamic evolution of Urumieh–Dokhtar basic volcanism, Central Iran: major, trace element, isotopic, and geochronologic implications. International Geology Review 55: 767–786.
)