Document Type : Original Article
Author
Department of Geology, Urmia University, 57153-165 Urmia, I. R. Iran
Abstract
Keywords
در بیشتر کمربندهای پلوتونیک مربوط به پهنه‌های فرورانشی جهان، مجموعههای گرانیتی ( نوع A)- سینیتی- مونزونیتی- گابرویی- آپینیتی رخ می‌دهند (Murphy, 2013). در ایران، یکی از پهنه‌های ویژهای که در آن این‌گونه مجموعهها یافت می‌شوند، پهنه سنندج-سیرجان و به‌ویژه، بخش شمالی این پهنه است. در مجموعههای گرانیتی- سینیتی- مونزونیتی- گابرویی- آپینیتی، شواهد مربوط به سریهای آپینیتی و فرایند آپینیتی‌شدن دیده می‌شوند.
آپینیتها مجموعه سنگ‌های اولترامافیک تا مافیک- حدواسطی هستند که امکان بررسی حضور آب و مواد فرار در مرحله‌های گوناگون تبلور ماگماهای بازیک و اولترابازیک را فراهم می‌کنند. از نشانههای آشکار و شناخته‌شدة آپینیتی‌شدن، دارابودن بلورهای هورنبلند بزرگ و دراز (نزدیک به 2 سانتیمتر یا بزرگ‌تر) در سنگ‌های این مجموعهها، است (Roach, 1964). در محدوده بررسی‌شدة این پژوهش نیز این پدیده به‌خوبی نشان‌دهنده مرحله‌های گوناگون تاثیر مواد فرار بر تبلور ماگماهای مافیک است (در بخش سنگ‌نگاری). آب موجود در چنین مذابهایی با پیدایش بلورهای آمفیبول در گابروها و مونزوگابروهای آپینیتیِ مرتبط با سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و متاسوماتیسم گوشتهای، واکنشهای آب‌زا و آب‌گیری، جدایش بلوریِ ماگماهای سیلیسی سرشار از آب و انتقال آب آنها به ماگمای مافیک (Sha, 1995) همخوانی دارد. در چنین محیطهایی با افزایش فشار آب در مذاب، میدان پایداری هورنبلند بزرگ‌تر شده و از پایداری الیوین و پیروکسن کاسته می‌شود (Rock, 1991; Martin, 2006; Pe-Piper et al., 2010). در پی تبدیل این دو کانی به بلورهای هورنبلند، آنها مصرف می‌شوند و ازاین‌رو، هورنبلند در این شرایط درصد مودال بالاتری نشان خواهد داد (Zhang et al., 2012; Murphy, 2013; Xiong et al., 2015).
گابروها سنگ‌های آذرین درونی دانه متوسط تا دانه درشت، با ترکیب بازالتی، هستند. این سنگ‌ها بیشتر مزوکرات هستند، اما گاه به‌صورت لوکوکرات نیز دیده می‌شوند. بافت شاخص در این سنگ‌ها هیپیدیومورفیک گرانولار است. بافت کومولا نیز رایج است. بافتهای افتیک، سابافتیک و نواری از بافتهای دیگری هستند که در این سنگ‌ها دیده می‌شوند. سرشت گابروها از آلکالن تا تولهایتی متغیر است و در برخی مناطق، آنها سرشار از MgO می‌شوند (Rock, 1991; Luhr, 1997; Best, 2003; Pollock and Hibbard, 2010; Gill, 2010; Zhang et al., 2015; Xie et al., 2015; Eyuboglu et al., 2016).
گرانیت‌های نوع A دارای A/CNK>1 و ویژگی‌های آلکالن، پرآلکالن و تولهایتی- کالکآلکالن هستند (Eby, 1990; Clarke, 1992). این گرانیتها با SiO2 (نزدیک به 77 درصد وزنی)، Na2O+K2O، Fe/Mg، F، Zr، Nb، Ta، Sn، Y و REE (عنصرهای خاکی نادر، مگر Eu) بالا و CaO، Ba و Sr کم (Loiselle and Wones., 1979; Collins et al., 1982; White and Chappell., 1983; Clemens et al., 1986) و مقدار کم Al، Mg، Ca و V شناخته می‌شوند (Whalen et al., 1987). به گفته دیگر، گرانیت‌های نوع A از عنصرهای کمیاب ناسازگار، مانند LILE و HFSE، سرشار بوده؛ اما از عنصرهای کمیاب Co، Sc، Cr، (در سیلیکاتهای مافیک) و Ni، Ba، Sr، Eu (در فلدسپارها) تهی هستند (Loiselle and Wones, 1979; Bonin, 2007; Hergt et al., 2007; Alirezaei and Hassanzadeh, 2012; Isseini et al., 2012; Li et al., 2015). همچنین، این سنگ‌ها در اصل، سنگهایی کمابیش خشک (بیآب) با محتوای آلکالن و سرشار از عنصرهای HFSE (عنصرهای با قدرت یونی بالا) شناخته می‌شوند (Dall’Agnol et al., 2012). گرانیت‌های نوع A در پهنه‌های کافتی و بخش‌های درونی صفحههای قارهای فراوان هستند (Blatt et al., 2006)؛ اما در کل، در جایگاههای زمین‌ساختی گوناگونی (مانند: پس از برخورد سپرها، کافتها، حاشیههای غیرفعال، پهنه‌های کششی حاشیههای فعال، حاشیههای واگرای اقیانوسی (پشتهها)، جزیره‌های اقیانوسی و سرانجام در دیگر سیارههای منظومه خورشیدی، مانند: ماه، بهرام و ناهید) یافت می‌شوند (Clemens et al., 1986; Bonin, 2007). برپایه ویژگی‌های زمینشیمیایی و جایگاه پیدایش، گرانیتوییدهای نوع A میتوانند از منابع گوناگون (مانند: پوسته آذرین زیرین، گوشتهای، پوسته رسوبی بالایی و یا از خاستگاه ماگماهای آمیخته) پدید آیند (Clemens et al., 1986; Castro et al., 1991; Barbarin, 1996; Landenberger and Collins, 1996; Bonin, 2007؛ Isseini et al., 2012; Aliani et al., 2012; Ahankoub et al., 2012). ازاین‌رو، این گرانیتها در جایگاههای زمین‌ساختی گوناگون در پی فرایندهای چندگانه و در نسبتهای گوناگون پوسته/گوشته روی می‌دهند (Pearce, 1996) و این پدیده گویای چندگانگی و پیچیدگی فرایندها و الگوهای پیدایش آنهاست.
در بخش شمالی پهنه سنندج-سیرجان، بررسی‌هایی (Sepahi and Athari, 2006; Azizi and Asahara, 2013; Sarjoughian et al., 2016) بر روی گرانیت‌های نوع- Aانجام شده است. این پژوهشگران گرانیت‌های یادشده را یا وابسته به پهنه فرورانشی دانسته و یک کمان درون‌اقیانوسی را پدیدآورنده این گرانیتها می‌دانند و یا آنها را مربوط با پس از کوهزایی و پس از برخورد دانسته‌اند. به هر روی، گرانیت‌های نوع- A در این پهنه در زمان ژوراسیک و کرتاسه به‌صورت دو پهنه زمین‌ساختی جداگانه تفسیر شده‌اند.
بررسی‌های زمینشیمیایی توده‌های آذرین درونیِ گرانیتیِ نوع A و گابروها- آپینیتهای همراه میتوانند در شناسایی پهنه زمین‌ساختی پیدایش آنها، کمک شایانی کند. ازاین‌رو، این پژوهش می‌کوشد با به‌کارگیری داده‌های زمینشیمیایی موجود، به تکامل سنگشناسی و پهنه زمین‌ساختی احتمالی سنگ‌های فلسیک و مافیک شمال‌باختری خوی بپردازد (شکل 1). هدف از این پژوهش، بهدست آوردن ویژگی‌های زمینشیمی و شناسایی جایگاه تکامل زمین‌ساختی ماگمای این سنگهاست.
محیط زمینشناسی
نفوذیهای گرانیتی-گابرویی-آپینیتی سیاه‌باز خوی در داخل پهنه ساختاری سنندج-سیرجان و در 35 کیلومتری شمال‌باختری شهرستان خوی جای دارند (شکل 1) ( Stöcklin, 1968; Hajialilu and Oskuie, 1995). بسیاری از پژوهشگران پهنه ساختاری سنندج-سیرجان را بررسی کرده‌اند (مانند:Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003). این پهنه بخشی از کوهزایی برخوردی زاگرس است که میان کمربند چین‌خورده زاگرس در باختر و کمان ماگمایی ارومیه- دختر در خاور (شکل 1) جای دارد (Alavi, 1994; Mouthereau et al., 2012) و بخش میانی کمربند کوهزایی برخوردی آلپ- هیمالیاست. این پهنه در هنگام بستهشدن نئوتتیس در سنوزوییک تکامل یافته است (Mouthereau et al., 2012).
به هر روی، بیشتر سنگ‌های این پهنه از سنگ‌های دگرگونی دوران مزوزوییک و سنگ‌های رسوبی دوران سنوزوییک هستند (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994). در هنگام بازشدن نئوتتیس (کربونیفر پایانی- پرمین آغازین)، پهنه سنندج- سیرجان از ابرقارة گندوانا جدا شده است (Golonka, 2004)؛ اما در دوره پرمین- تریاس، این پهنه به‌سوی اوراسیا جابجا شده و در پی آن دو رویداد دگرگونی ناحیهای در بخشی از این پهنه رخ داده است (Fazlnia et al., 2009). در پایان و در هنگام سنوزوییک، این پهنه پس از برخورد قارهای میان صفحههای عربی و اوراسیا، بخشی از پهنه برخوردیِ زاگرس شد (مانند: Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003; Golonka, 2004; Mohajjel and Fergusson, 2014).
شکل 1- نقشه زمینشناسی ساده شده گسترة شمال‌باختری خوی (با تغییراتی پس از Hajialilu و Oskuie، 1995)
بررسی‌های پیشین (Hajialilu and Oskuie, 1995; Advay et al., 2009) نشان دادند که سنگ‌های آذرین درونیِ بررسی‌شده (با نام شاهآشان داغی)، گابرو و گرانیت‌های آلکالی‌فلدسپاردار نوع A هستند و سازندهای پرمین را قطع کرده و با سازند قم (الیگومیوسن) پوشانده شده‌اند. بررسی‌های Advay و همکاران (2009) نشان داده‌اند که در بهنجارسازی سنگ‌های مافیک بررسی‌شده در برابر ترکیب کندریت و گوشته اولیه، نمونه‌ها از LREE در برابر HREE غنیشدگی نسبی دارند. افزون‌براین، بهنجارسازی سنگ‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة غنیشدگی نسبی از LILE و تهیشدگی از HFSE (مگر Hf، Ta و Nb) است. برپایه این بررسی‌ها روشن شد که سنگ‌های مافیک گابرویی گوناگون، در پی نابهنجاری مثبت و شباهت با بازالتهای میان‌اقیانوسیِ نوع پلوم و تولهایتی بودن، از یک خاستگاه گوشتهای غنی‌شده و وابسته به پلوم گوشتهای پدید آمده‌اند؛ اما بررسی‌های Hajialilu و Oskuie (1995) نشان داد که این سنگ‌ها چه‌بسا پیامد گسترش یک ریفت قارهای هستند.
همچنین، بررسی‌های Hajialilu و Oskuie (1995) نشان داده‌اند که سنگ‌های گرانیتی در محدودة بررسی‌شده دارای بافت دانه درشت و پرتیتی هستند و بیشتر ترکیب لوکوگرانیتی دارند. برپایه این بررسی‌ها، سنگ‌های گرانیتی منطقه همارز با گرانیت‌های قوشچی و همسن با آنها هستند. بررسی‌های Advay و همکاران (2009) نشان داده‌اند که سنگ‌های گرانیتی سیاه‌باز (شاهآشانداغی) سرشت نیمه‌قلیایی با پتاسیم بالا، متاآلومینوس تا پرآلومینوس و پرآلکالن ضعیف دارند و بهطور نسبی از LIL (به‌ویژه Rb و Th) غنی هستند. این پژوهشگران نشان داده‌اند که گرانیت‌های یادشده از عنصرهای Nb، Sr، Eu، Ba و Th تهی هستند. ایشان بر پایه این نکته، به خاستگاه پوستهای این گرانیتها پی بردند. در پایان، این گرانیتها را به کششهای مربوط به فعالیتهای آغازین کافتزایی اقیانوس خوی و یا کششهای پس از برخورد قارهای و پیدایش افیولیتهای مربوطه (افیولیت خوی) نسبت دادند. این بررسی‌ها هیچ ارتباطی میان دو ماگمای مافیک و فلسیک قایل نشده و آنها را پیامد فعالیت دو ماگمای جداگانه می‌دانند. در پایان، پیشنهاد کردند که هم ماگماهای فلسیک و هم مافیک منطقه، بخشی از فعالیتهای درونصفحهای هستند.
روش انجام پژوهش
پس از نمونهبرداری منظم از حاشیه‌ها به‌سوی مرکز، 30 نمونه گرانیتی، 15 نمونه گابرویی و 12 نمونه آپینیتی برای بررسی‌های سنگ‌نگاری برگزیده شدند. برپایه بررسی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری، متنوعترین و تازهترین نمونه‌ها برای تجزیه شیمیایی با دستگاه ICP-MS (Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry) به شرکت GeoLab (کانادا) فرستاده شدند. 8 نمونه گرانیتی، 3 نمونه گابرویی و 3 نمونه آپینیتی برای تجزیه شیمیایی سنگ کل برگزیده شدند.
مقدار LOI (Loss On Ignition) نمونه‌ها با افزایش دمای پودر سنگ‌ها در 1000 درجه سانتیگراد به مدت 2 ساعت بهدست آمد (جدول‌های 1 و 2). هنگام گزینش بهترین نمونه‌ها برای تجزیه شیمیایی، تلاش شد تا نمونههایی به‌کار برده شوند که بافت یکنواخت و پراکندگی کانیشناسی آنها در همه بخش‌های سنگ همانند بود. نمونههایی که هوازده و خردشده بودند و یا تغییرات کانیشناسی و بافتی داشتند کنار گذاشته شدند. همچنین، نمونه‌ها از همه بخش‌های نمونهبرداریشده برگزیده شدند تا داده‌های به‌دست‌آمده نماینده همه توده آذرین درونی باشند.
جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) در رخنمونهای سنگی گوناگونِ سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی) (مقدار آهن کل به‌صورتFe2O3 ؛ DL: Detection Limit؛ Av.: Average)
|
Rock Type |
|
Granite |
|
|
|
|
|
|
|
|
Gabbro |
|
|
. |
Appinite |
|
|
, |
|
Sample No. |
|
A-04 |
A-06 |
A-08 |
A-13 |
A-14 |
A-19 |
A-20 |
A-23 |
|
ANF-2 |
ANF-6 |
ANF-7 |
|
ANF-9 |
ANF-11 |
ANF-13 |
|
|
|
DL |
|
|
|
|
|
|
|
|
Av. |
|
|
|
Av. |
|
|
|
Av. |
|
SiO2 |
0.01 |
74.68 |
75.25 |
76.06 |
75.14 |
74.86 |
76.23 |
75.80 |
74.98 |
75.38 |
52.30 |
50.74 |
51.25 |
51.43 |
54.00 |
51.30 |
52.60 |
52.63 |
|
Al2O3 |
0.01 |
12.08 |
12.08 |
12.25 |
12.24 |
12.68 |
11.78 |
12.12 |
11.08 |
12.04 |
16.85 |
16.08 |
16.35 |
16.43 |
15.00 |
13.35 |
15.80 |
14.72 |
|
TiO2 |
0.01 |
0.15 |
0.11 |
0.13 |
0.11 |
0.11 |
0.08 |
0.08 |
0.47 |
0.15 |
0.41 |
0.36 |
0.75 |
0.51 |
0.69 |
1.11 |
1.27 |
1.02 |
|
Fe2O3 |
0.04 |
2.98 |
2.60 |
2.68 |
2.83 |
2.69 |
2.52 |
2.35 |
3.15 |
2.73 |
6.25 |
7.09 |
6.91 |
6.75 |
8.47 |
9.20 |
8.21 |
8.63 |
|
MgO |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.04 |
0.03 |
0.27 |
0.05 |
8.03 |
12.15 |
8.02 |
9.40 |
6.63 |
8.89 |
6.12 |
7.21 |
|
MnO |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.13 |
0.14 |
0.16 |
0.14 |
0.18 |
0.18 |
0.15 |
0.17 |
|
CaO |
0.01 |
0.36 |
0.21 |
0.13 |
0.20 |
0.13 |
0.12 |
0.10 |
2.03 |
0.41 |
12.30 |
10.10 |
13.19 |
11.86 |
9.88 |
11.70 |
9.78 |
10.45 |
|
K2O |
0.01 |
4.32 |
4.37 |
4.49 |
4.36 |
4.32 |
4.31 |
4.44 |
3.32 |
4.24 |
0.10 |
0.07 |
0.15 |
0.11 |
0.29 |
0.23 |
0.30 |
0.27 |
|
Na2O |
0.01 |
3.53 |
3.52 |
3.37 |
3.72 |
3.51 |
3.42 |
3.34 |
3.81 |
3.53 |
3.65 |
2.95 |
2.76 |
3.12 |
4.82 |
3.77 |
4.80 |
4.46 |
|
P2O5 |
0.002 |
0.015 |
0.007 |
0.009 |
0.007 |
0.004 |
0.008 |
0.008 |
0.060 |
0.036 |
0.025 |
0.012 |
0.068 |
0.035 |
0.121 |
0.138 |
0.094 |
0.118 |
|
LOI |
- |
1.20 |
1.30 |
1.10 |
1.40 |
1.00 |
1.30 |
1.20 |
1.10 |
1.20 |
0.62 |
0.47 |
0.45 |
0.51 |
0.59 |
0.51 |
0.75 |
0.62 |
|
Total |
99.33 |
99.47 |
100.26 |
100.03 |
99.33 |
99.81 |
99.48 |
100.29 |
99.77 |
100.67 |
100.16 |
100.09 |
100.31 |
100.67 |
100.38 |
99.87 |
100.31 |
یافته‌های صحرایی و سنگ‌نگاری
یافته‌های صحرایی درباره رخنمونهای مختلف توده‌های آذرین درونیِ سیاه‌باز نشان می‌دهند که گابرو، آپینیت و آلکالی‌گرانیت، سه نوع ترکیب سنگی سازنده این سنگ‌ها هستند. رخنمون اصلی، سنگ‌های گرانیتی هستند و انواع گابرویی و آپینیتی در مقدار بسیار کمتری دیده می‌شوند. در کل، هوازدگی در همه گروههای سنگی بالا بوده است؛ به‌گونه‌ای‌که نمونهبرداری از گرانیتها و نیز سنگ‌های مافیک، دشوار است. بیشتر گرانیتها رسی شده‌اند و در سنگ‌های مافیک، کانی‌های ثانویة کلریت، اپیدوت، کلسیت و سوسوریت فراوان هستند. بیشتر سنگ‌های گابرویی و آپینیتی توده‌های آذرین درونیِ کوچکِ دایکی‌شکل و یا عدسی‌شکلی هستند که همراه با گرانیتها و یا درون سنگ‌های آهکی- دولومیتیِ سازند جیرود (به سن چینهشناسیِ پایان کربونیفر؛ شکل‌های 2- A، 2- -B و 2- C) رخنمون یافته‌اند. افزون‌براین، هیچ توده نفوذی از گابروها، آپینیتها و گرانیتها درون سازندهای پرمین منطقه (دورود و روته) دیده نشد (شکل 2). همچنین، آلکالیگرانیتهای محدودة بررسی‌شده در بسیاری از بخشها با سازند آهکی-شیلی روته، بدون مرز دگرگونی پوشانده شده‌اند (شکل 2- D).
جدول 2- داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای فرعی و خاکی نادر (برپایه ppm) در رخنمونهای سنگی گوناگونِ سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی)
|
Rock Type |
|
Granite |
|
|
|
|
|
|
|
|
Gabbro |
|
|
. |
Appinite |
|
|
, |
|
Sample No. |
|
A-04 |
A-06 |
A-08 |
A-13 |
A-14 |
A-19 |
A-20 |
A-23 |
|
ANF-2 |
ANF-6 |
ANF-7 |
|
ANF-9 |
ANF-11 |
ANF-13 |
|
|
|
DL |
|
|
|
|
|
|
|
|
Av. |
|
|
|
Av. |
|
|
|
Av. |
|
P |
15 |
106 |
49 |
63 |
49 |
28 |
56 |
56 |
423 |
104 |
176 |
85 |
479 |
247 |
852 |
972 |
662 |
828 |
|
V |
8 |
1.0 |
n.d. |
1.1 |
n.d. |
n.d. |
0.8 |
n.d. |
2.0 |
0.6 |
135.0 |
125.0 |
200.5 |
153.5 |
185.5 |
321.5 |
298.1 |
268.4 |
|
Cr |
3.0 |
n.d. |
n.d. |
4 |
n.d. |
3 |
3 |
n.d. |
5 |
3.8 |
425 |
450 |
201 |
359 |
198 |
320 |
200 |
239 |
|
Co |
0.2 |
1.5 |
1.0 |
1.3 |
1.1 |
1.2 |
0.9 |
1.4 |
2.0 |
1.3 |
45.2 |
55.2 |
29.5 |
43.3 |
41.2 |
45.2 |
38.4 |
41.6 |
|
Ni |
1.6 |
2.0 |
3.0 |
6.0 |
2.0 |
3.0 |
1.6 |
4.0 |
7.0 |
3.6 |
165.2 |
284.5 |
102.5 |
184.1 |
75.1 |
84.2 |
58.5 |
72.6 |
|
Cu |
1.4 |
7.1 |
2.2 |
1.3 |
2.2 |
2.1 |
1.6 |
3.3 |
4.1 |
3.0 |
45.2 |
74.5 |
55.3 |
58.3 |
65.2 |
55.4 |
39.7 |
53.4 |
|
Zn |
1.8 |
231.5 |
142.1 |
145.2 |
214.6 |
174.2 |
150.3 |
80.2 |
44.1 |
147.8 |
55.2 |
35.1 |
41.3 |
43.9 |
66.3 |
72.5 |
55.7 |
64.8 |
|
Ga |
0.5 |
33.1 |
35.0 |
29.8 |
34.2 |
41.1 |
45.2 |
29.8 |
30.6 |
34.8 |
13.3 |
14.0 |
17.4 |
14.9 |
15.2 |
16.1 |
20.8 |
17.4 |
|
Rb |
0.1 |
181.2 |
155.2 |
180.5 |
190.8 |
155.3 |
150.2 |
160.3 |
130.5 |
163.0 |
3.5 |
3.3 |
4.2 |
3.6 |
5.6 |
3.9 |
3.7 |
4.4 |
|
Sr |
0.5 |
18.5 |
13.2 |
16.8 |
12.7 |
10.6 |
12.1 |
10.2 |
11.3 |
13.2 |
425.1 |
345.1 |
441.8 |
404.0 |
322.2 |
289.4 |
312.8 |
308.1 |
|
Y |
0.1 |
96.3 |
50.2 |
56.3 |
118.2 |
80.3 |
85.5 |
68.5 |
42.6 |
74.7 |
9.1 |
12.2 |
16.9 |
12.7 |
39.8 |
29.8 |
40.5 |
36.7 |
|
Zr |
0.1 |
91.1 |
75.4 |
100.2 |
85.1 |
98.5 |
138.1 |
125.0 |
133.3 |
105.6 |
20.0 |
17.0 |
18.1 |
18.3 |
75.2 |
96.4 |
87.0 |
86.0 |
|
Nb |
0.1 |
45.1 |
35.3 |
50.2 |
63.1 |
46.9 |
51.2 |
36.6 |
21.0 |
43.7 |
0.9 |
0.5 |
1.1 |
0.8 |
1.9 |
2.4 |
2.9 |
2.4 |
|
Cs |
0.1 |
1.2 |
0.2 |
1.3 |
1.7 |
1.5 |
0.8 |
0.8 |
1.5 |
1.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.3 |
0.4 |
0.5 |
0.4 |
|
Ba |
1 |
278 |
195 |
224 |
85 |
90 |
361 |
285 |
401 |
240 |
65 |
54 |
76 |
65 |
68 |
56 |
98 |
74 |
|
La |
0.1 |
91.1 |
55.2 |
108.4 |
74.8 |
77.3 |
62.0 |
45.0 |
43.1 |
69.6 |
3.2 |
3.7 |
4.9 |
3.9 |
8.2 |
12.4 |
10.8 |
10.5 |
|
Ce |
0.1 |
165.20 |
110.20 |
200.50 |
155.60 |
150.90 |
125.40 |
90.5 |
82.4 |
135.1 |
8.21 |
9.1 |
11.82 |
9.71 |
20.30 |
28.4 |
25.42 |
24.69 |
|
Pr |
0.02 |
21.45 |
14.12 |
23.54 |
18.74 |
19.26 |
16.79 |
12.35 |
12.12 |
17.30 |
1.25 |
1.35 |
1.68 |
1.43 |
2.95 |
4.02 |
3.56 |
3.51 |
|
Nd |
0.3 |
105.6 |
66.5 |
112.2 |
92.8 |
80.9 |
71.4 |
61.3 |
55.2 |
80.7 |
5.8 |
6.3 |
7.5 |
6.5 |
13.3 |
17.5 |
15.6 |
15.5 |
|
Sm |
0.05 |
20.45 |
14.26 |
21.49 |
19.66 |
17.89 |
16.79 |
14.39 |
10.87 |
16.98 |
1.81 |
2.01 |
2.28 |
2.04 |
4.05 |
5.22 |
4.65 |
4.64 |
|
Eu |
0.02 |
2.59 |
1.69 |
1.87 |
1.45 |
1.27 |
1.13 |
1.07 |
1.49 |
1.57 |
0.88 |
1.02 |
1.21 |
1.04 |
1.54 |
1.95 |
1.65 |
1.71 |
|
Gd |
0.05 |
18.65 |
12.13 |
17.85 |
18.46 |
16.35 |
15.72 |
12.55 |
14.40 |
15.76 |
2.35 |
2.86 |
3.35 |
2.85 |
4.75 |
5.66 |
5.15 |
5.19 |
|
Tb |
0.01 |
3.25 |
2.33 |
3.13 |
3.41 |
3.12 |
3.22 |
3.01 |
2.57 |
3.00 |
0.40 |
0.49 |
0.56 |
0.48 |
0.69 |
0.90 |
0.78 |
0.79 |
|
Dy |
0.05 |
15.76 |
12.69 |
14.66 |
20.61 |
17.85 |
18.73 |
16.32 |
14.52 |
16.39 |
2.49 |
2.95 |
3.52 |
2.99 |
4.35 |
6.01 |
5.35 |
5.24 |
|
Ho |
0.02 |
3.24 |
2.75 |
3.25 |
4.34 |
3.13 |
4.22 |
3.53 |
3.68 |
3.52 |
0.52 |
0.61 |
0.70 |
0.61 |
0.96 |
1.29 |
1.11 |
1.12 |
|
Er |
0.03 |
10.21 |
7.22 |
7.98 |
12.85 |
11.13 |
10.17 |
11.03 |
9.56 |
10.02 |
1.38 |
1.57 |
1.91 |
1.62 |
2.60 |
3.61 |
3.21 |
3.14 |
|
Tm |
0.01 |
0.89 |
0.66 |
0.85 |
1.65 |
1.44 |
1.28 |
1.25 |
1.13 |
1.14 |
0.20 |
0.23 |
0.27 |
0.23 |
0.39 |
0.55 |
0.48 |
0.47 |
|
Yb |
0.05 |
5.46 |
3.59 |
4.65 |
9.85 |
8.43 |
6.85 |
6.41 |
5.03 |
6.28 |
1.25 |
1.43 |
1.62 |
1.43 |
2.40 |
3.45 |
2.89 |
2.92 |
|
Lu |
0.01 |
0.71 |
0.42 |
0.53 |
1.21 |
1.06 |
0.70 |
0.71 |
0.51 |
0.73 |
0.19 |
0.21 |
0.24 |
0.21 |
0.37 |
0.51 |
0.44 |
0.44 |
|
Hf |
0.1 |
3.1 |
2.7 |
3.6 |
2.8 |
3.0 |
5.8 |
4.0 |
4.1 |
3.6 |
0.5 |
0.7 |
0.8 |
0.6 |
1.7 |
2.4 |
2.1 |
2.1 |
|
Ta |
0.1 |
2.1 |
2.0 |
3.1 |
4.0 |
3.4 |
3.1 |
2.4 |
0.9 |
2.6 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
|
Pb |
0.18 |
12.58 |
7.26 |
16.45 |
23.86 |
18.44 |
18.63 |
13.05 |
22.36 |
16.58 |
4.11 |
3.41 |
5.25 |
4.26 |
5.12 |
7.17 |
6.51 |
6.27 |
|
Th |
0.2 |
11.5 |
11.3 |
10.6 |
16.6 |
13.7 |
17.3 |
16.5 |
15.8 |
14.1 |
1.3 |
1.0 |
0.9 |
1.1 |
1.0 |
1.1 |
1.1 |
1.1 |
|
U |
0.1 |
3.2 |
2.7 |
3.5 |
5.2 |
3.3 |
4.0 |
3.4 |
4.1 |
3.7 |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
|
(La/Yb)n |
|
13.78 |
14.09 |
22.24 |
6.65 |
7.85 |
9.53 |
6.88 |
9.07 |
11.26 |
1.81 |
1.90 |
2.20 |
1.97 |
2.38 |
2.62 |
2.67 |
2.56 |
|
(La/Sm)n |
|
2.88 |
2.50 |
3.26 |
2.46 |
2.79 |
2.39 |
2.02 |
2.56 |
2.61 |
1.14 |
1.19 |
1.39 |
1.24 |
1.31 |
1.53 |
1.50 |
1.45 |
|
(Sm/Yb)n |
|
4.16 |
4.41 |
5.13 |
2.22 |
2.36 |
2.72 |
2.49 |
2.40 |
3.24 |
1.60 |
1.57 |
1.56 |
1.58 |
1.87 |
1.68 |
1.79 |
1.78 |
|
Eu* |
|
38.68 |
26.23 |
39.17 |
37.62 |
33.87 |
32.09 |
26.74 |
24.32 |
32.34 |
4.01 |
4.66 |
5.38 |
4.68 |
8.55 |
10.63 |
9.56 |
9.58 |
|
Eun/Eun* |
|
0.40 |
0.38 |
0.28 |
0.23 |
0.22 |
0.21 |
0.24 |
0.36 |
0.29 |
1.31 |
1.31 |
1.34 |
1.32 |
1.07 |
1.09 |
1.02 |
1.06 |
|
Cen* |
|
105.16 |
65.76 |
121.54 |
88.39 |
91.16 |
75.54 |
55.12 |
53.33 |
82.00 |
4.60 |
5.14 |
6.61 |
5.45 |
11.31 |
16.31 |
14.31 |
13.98 |
|
Cen/Cen* |
|
0.89 |
0.94 |
0.93 |
0.99 |
0.93 |
0.94 |
0.93 |
0.87 |
0.93 |
1.01 |
1.00 |
1.01 |
1.00 |
1.01 |
0.98 |
1.00 |
1.00 |
شکل 2- تصویرهای صحرایی از نمونههای آلکالی‌گرانیت، گابرو و آپینیت سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی): A، B، C) روابط صحرایی میان سه ترکیب سنگشناسیِ یادشده با یکدیگر و با سازند جیرود. هر سه توده‌های آذرین درونیِ باعث دگرگونی مجاورتی سازند جیرود شده‌اند؛ D) جای‌گرفتن سازند روته (به سن پرمین زیرین) با ترکیب سنگشناسی سنگآهک و شیل روی آلکالیگرانیتها؛ E) تناوبی از سنگ‌های آپینیتی- گابرویی؛ F) آمیختگی ماگمایی میان آلکالیگرانیتها و گابرو- آپینیتها
گابروها با آپینیتها به‌صورت متناوب و درهم‌فرورفته (آمیختگی یا mingling؛ شکل 2- E) هستند؛ همچنین، گابروها و نیز آپینیتها به‌صورت آمیختگی (magma mingling) با گرانیتها (شکل 2-F) رخ داده‌اند؛ ازاین‌رو، چنین می‌نماید که همه سنگ‌های توده‌های آذرین درونیِ سیاه‌باز سنی برابر کربونیفر پایانی داشته باشند. افزون‌براین، برپایه Hajialilu و Oskuie (1995)، سنگ‌های گرانیتی در محدوده بررسی‌شده همارزِ گرانیت‌های قوشچی و همسن با آنها هستند. سن گرانیت‌های قوشچی 5/1 ± 3/300 (Asadpour et al., 2013) و 3/2 ± 4/318 (Shafaii Moghadam et al., 2015) میلیون سال‌پیش است.
آلکالیگرانیتها، به‌علت داشتن بلورهای رنگی پتاسیم‌فلدسپار، نارنجی یا سرخ هستند. این گرانیتها دانه‌درشت بوده و اساساً از پتاسیم‌فلدسپار، کوارتز، آمفیبول و کانی‌های کدر ساخته شده‌اند. در بخشهایی که گرانیتها با گابرو-آپینیتها آمیختگی یافته‌اند (شکل 2- F)، به‌صورت مرزهای هلالی، بیضوی و گرد‌شده دیده می‌شوند.
نفوذ گابروها-آپینیتها و آلکالیگرانیتهای سیاه‌باز درون سازند جیرود، دگرگونی مجاورتی این سازند را در پی داشته است (شکل‌های 2- A، 2- B و 2- C). بیشتر سنگ‌های دگرگونی، یا مرمر و یا سنگ‌های رسی تا رخسارة آلبیت-اپیدوت هورنفلس دگرگون شده‌اند. در بسیاری مناطق گابروها و آپینیتها با هم رخ داده‌اند و تفاوت آنها در رنگ و فراوانی بلورهای آمفیبول است. هر دو نوع سنگ دانه‌درشت هستند؛ اما بلورهای آمفیبول در آپینیتها بسیار درشتتر هستند و گاه تا چند سانتیمتر میرسند. در پی تغییرات و یا تمرکز آب در بخشهایی از آشیانه ماگمایی چه‌بسا تناوب در رخنمونهای گابرویی-آپینیتی روی داده است. بیشتر گابروها لوکو- یا مزوگابرو هستند؛ اما آپینیتها، ملانوکرات هستند و در صحرا رنگ تیره‌ای نشان می‌دهند. این سنگ‌ها را به‌علت رنگ تیرهتر به‌آسانی می‌توان از انواع گابرویی شناخت. مرز میان گابروها و این سنگ‌ها مضرس، ناصاف و کمانی‌شکل است.
گردهمایی کانیایی در آلکالیگرانیتهای سیاه‌باز اساساً پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز است که در سنگ به‌صورت بافت گرانولار و یا بافت گرانوفیر یافت می‌شوند (شکل‌های 3- A و 3- B). پیدایش این دو نوع بافت در بخش‌های گوناگون گرانیت نشان‌دهنده تفاوت در مقدار سیال‌های آبگین (Shelley, 1993) در این توده‌های آذرین درونی است؛ به‌ویژه در بخشهایی که بلورهای آمفیبول فراوان‌تر هستند، بافت گرانولار آشکارتر است (شکل 3-B )؛ اما در بخش‌های دیگر که این بلورها درصد مودال پایینی دارند، بافت گرانوفیر پدیدار شده است (شکل 3- A). رنگهای مایل به آبی- یشمیِ آمفیبول‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة سرشار بودن آنها از سدیم هستند (Gribble and Hall, 1992). بلورهای پلاژیوکلاز یا بسیار ناچیز هستند و یا وجود ندارند. کانی‌های کدر در نمونههای گوناگون درصدهای حجمی میان 1 تا 3 دارند.
گردهمایی کانیایی در گابروهای بررسی‌شده، بیشتر شامل پلاژیوکلاز (60-20 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (40-10 درصد حجمی) و الیوین (20-2 درصد حجمی) است. در بیشتر نمونه‌ها، فراوانی بلورهای هورنبلند (20-2 درصد حجمی) و بیوتیت به‌اندازه کانی‌های فرعی (کمتر از 1 درصد حجمی) است. نمونههای بررسی‌شده ارتوپیروکسن نداشته و یا درصد ناچیزی دارند. آپاتیت و مگنتیت همراه با ایلمنیت از کانی‌های فرعی دیگر هستند. در برخی نمونه‌ها مقدار کانی‌های کدر که بیشتر مگنتیت هستند، تا 25 درصد حجمی نیز میرسد.
گابروها دانه درشت بوده و بیشتر بلورهای اصلی‌شان خودشکل تا نیمهشکلدار هستند. بافت این سنگ‌ها بیشتر گرانولار، کومولایی و ارتوکومولایی (orthocumulate: بافتهای تجمعی که بلورهای خودشکل به‌هم چسبیده و در فضای میان آنها بلورهای اینترکومولیت با یک نوع یا چندین نوع کانی پدید آمده باشند) است.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی برگزیده از رخنمونهای گرانیتی-آپینیتیِ نفوذیهای سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی) (تصویرهای سمت چپ در نور PPL و در سمت راست در نور XPL هستند): A) آلکالی‌گرانیت با بلورهای آمفیبول یشمی مایل به آبی در کنار هم‌رشدی پرتیتی پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز؛ B) آلکالی‌گرانیت با بافت گرانولار؛ C)- آپینیت با بافت ارتوکومولایی که بلورهای اینترکومولای آمفیبول در آن بافت افیتیک را پدید آورده‌اند (مخفف نام کانی‌ها: Ol = الیوین؛ Pl= پلاژیوکلاز؛ Cpx= کلینوپیروکسن؛ Amp= آمفیبول؛ Opaq= کانی کدر؛ Qtz= کوارتز؛ Or= پتاسیم‌فلدسپار)
گردهمایی کانیایی در آپینیتهای سیاه‌باز، بیشتر شامل هورنبلند (70-30 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (30-10 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (20-5 درصد حجمی) و الیوین (25-5 درصد حجمی) است (شکل 3- C). تفاوت آپینیتها و گابروها بیشتر در مقدار مودال آمفیبول است. در آپینیتها، بلورهای بسیار درشت آمفیبول، با بافت افیتیک و ارتوکومولا پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، در بیشتر نمونههای سنگی، رشد آمفیبول‌ها میان‌کومولایی بوده است. به هر روی، همان‌گونه‌ای‌که در شکل 3- C دیده می‌شود، گویا در حالت نیمهخمیری، واکنشی میان بلورهای کومولایی نخستین و مایع روی داده است تا بلورهای آمفیبول پدید آیند. در این شکل به‌خوبی دیده می‌شود که از یک سوی، مایع نهایی کومولایی سرشار از مواد فرار بوده 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 تا بلورهای میان‌کومولایی آمفیبول رشد کنند (اطلاعات بیشتر در: Turner and Stüwe, 1992; Shelley, 1993; Heilbronner et al., 2004; Tomilenko and Kovyazin, 2008).
زمینشیمی سنگ
از دیدگاه زمینشیمیایی، در محدوده بررسی‌شده، سنگ‌های گرانیتی همراه با انواع مافیک با ترکیب گابرویی و آپینیتی همانندی‌هایی دارند که چه‌بسا نشان‌دهندة هم‌زمانی فعالیت ماگمایی است.
(الف) سنگ‌های گرانیتی: تغییرات شیمیایی عنصرهای اصلی در رخنمونهای گوناگون گرانیتی سیاه‌باز کم است. ازاین‌رو، چنین می‌نماید که کانیشناسی ساده این توده آذرین درونی (که بیشتر از بلورهای پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز، همراه با مقدار کمی آمفیبول و کانی‌های کدر ساخته شده است)، تغییرات اکسید عنصرهای اصلی را کاهش داده است. بالابودن مقدار Fe2O3 پیامد درصد مودال کانی‌های کدر و چه‌بسا آمفیبول است. بالابودن اکسیدهای Na2O و K2O و پایینبودن CaO نشان‌دهندة این است که فلدسپارها اساساً آلکالن هستند و این نکته با کانیشناسی این سنگ‌ها همخوانی دارد (جدول 1).
در گرانیت‌های سیاه‌باز، مقدار عنصرهای فرعی تغییرات چشمگیری در برابر هم نشان نمیدهد و روند افزودگی و کاهیدگی بسیاری از عنصرها کمابیش همانند یکدیگر هستند (شکل‌های 4- A و 5- A). مقدار عنصرهای لیتوفیل ناسازگار متحرک با شعاع یونی بزرگ (یا عنصرهای LIL؛ مانند Rb، Sr، Ba و Cs) تغییرات شدیدی نشان نمیدهند و تنها Ba تغییرات چشمگیری نشان می‌دهد (جدول 2). در گرانیت‌های بررسی‌شده، روبیدیم و باریم به‌خوبی در آلکالی‌فلدسپارها و آمفیبولهای سدیک (Rollinson, 1993) انباشته می‌شوند؛ اما پایینبودن عیار Sr نشان‌دهندة مقدار پایین مودال فلدسپار (پلاژیوکلاز) است (Rollinson, 1993). درصد پایین سزیم نیز نشان‌دهندة این است که چه‌بسا ماگمای مادر این سنگ‌ها از این عنصر تهی بوده است.
میانگین عیار عنصرهای خاکی نادر (REE) و Y در گرانیتها از گابروها و آپینیتها بالاتر است (جدول 2؛ شکل‌های 4- A و 5- A). بررسی نسبتهای عنصری بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Lan/Ybn، Smn/Ybn و Lan/Smn)، نشان می‌دهد که عیار عنصرهای خاکی سبک (LREE) در برابر خاکیهای حد واسط (MREE) و سنگین (HREE) در این سنگ‌ها بسیار بالاتر از گابروها و آپینیتهاست. در گرانیتها، Eu ناهنجاری منفی آشکاری نشان می‌دهد (Eu/Eu* میانگین= 29/0؛ جدول 2؛ شکل 5- A). ازآنجایی‌که Eu عنصری سازگار در فلدسپارها (به‌ویژه در پلاژیوکلاز) است، آنومالی آن میتواند پیامد جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز در هنگام تبلور ماگما و یا بجایماندن فلدسپار در خاستگاه در هنگام ذوببخشی (در شرایطی که اکتیویته H2O پایین است) باشد (Rollinson, 1993; Tepper et al., 1993). افزون‌بر پدیده‌های نام‌برده، ناهنجاری منفی Eu همراه با غنیشدگی از LREE (در برابر MREE و HREE) نشان‌دهندة اهمیت نقش جدایش بلورینِ آمفیبول و پلاژیوکلاز در فرایند تکامل گرانیتوییدهاست (Huang et al., 2008; Zhong et al., 2009). این ویژگی‌ها با پایینبودن مقدار Sr در گرانیتها همخوانی دارد. افزودن‌براین، چه‌بسا سنگ خاستگاهِ سازندة مذابهای گرانیتی نیز از Eu تهی بوده باشد (Tepper et al., 1993; Aliani et al., 2012; Ahankoub et al., 2012).
|
شکل 4- سنگ‌های گوناگون توده آذرین درونی سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) |
|
|
شکل 5- سنگ‌های گوناگون توده آذرین درونی سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) |
ناهنجاریهای منفی آشکار در عنصرهای ناسازگار نامتحرک با قدرت یونی بالا (یا HFSE؛ مانند: Nb، Ta، Hf و Zr، به‌همراه عنصر P) نشان می‌دهند که خاستگاه گرانیتها یا در این عنصرها تهی بوده است و یا در پی نامتحرکی، یا بجایماندن کانی‌های نگهدارندة این عنصرها (مانند: روتیل، اسپینل و آپاتیت) در خاستگاه، نتوانسته وارد مذاب شوند (Rollinson, 1993). همچنین، ناهنجاری مثبت در Ti نشان می‌دهد که چه‌بسا تیتانیت کانی ناپایدار در هنگام ذوب در لیکوییدوس خاستگاه بوده است (Best, 2003; Gill, 2010).
(ب) گابروها و آپینیتها: مقایسه گابروها و آپینیتها نشان می‌دهد که مقدار اکسیدهای Al2O3، TiO2، MgO و CaO در گابروها بیشتر از آپینیتهاست؛ اما اکسیدهای SiO2، TiO2، Fe2O3، MnO، K2O، Na2O و LOI در آپینیتها فراوان‌تر هستند. این تفاوتها پیامد تفاوت در درصد مودال کانی‌های این دو نوع سنگ است؛ به‌گونه‌ای‌که بالابودن درصد مودال آمفیبول در آپینیتها درصد مودال کانی‌ها دیگر (به‌ویژه پلاژیوکلاز و کانی‌های فرومنیزین) را کاهش داده است. این اختلاف کانیشناسی مقدار درصد وزنی LOI در آپینیتها را افزایش داده است (جدول 1).
بررسی عنصرهای LIL در گابروها و آپینیتها نشان می‌دهد که Rb، Ba، Cs و Sr در آپینیتها از گابروها بالاتر است (جدول 2؛ شکل‌های 4- B و 4- C و 5- B و 5- C). این تغییرات دقیقاً با درصد مودال بالاتر آمفیبول در آپینیتها و پلاژیوکلاز در گابروها همخوانی دارند. عنصرهای با بار یونی یکسان مایل هستند در کانیهایی تمرکز یابند که از پتاسیم سرشار هستند (Rollinson, 1993). ازآنجایی‌که آمفیبولهایِ آپینیتها میتوانند سدیم‌دار و در نتیجه پتاسیم‌دار باشند (بخش «سنگ‌نگاری» دیده شود)، پس این سنگ‌ها از عنصرهای یادشده سرشارتر هستند. استرانسیم نیز به‌آسانی جذب پلاژیوکلازهای کلسیک می‌شود.
بررسی عنصرهای خاکی نادر (REE) و Y نشان می‌دهد که در آپینیتها (در برابر گابروها) همه این عنصرها عیار بالاتری دارند (جدول 2؛ شکل‌های 4- B و 4- C و 5- B و 5- C). بررسی کانیشناسی این سنگ‌ها نشان می‌دهد که آپینیتها افزون‌بر درصد بالای آمفیبول، دارای مقدارهای فرعی از کانی‌های کدر، آپاتیت و زیرکن هستند که میتوانند جذب‌کننده این عنصرها باشند. بالابودن عیار P و Zr و TiO2 در آپینیتها نشانة حضور کانی‌ها یادشده و بالاتربودن عیار این عنصرهاست. بررسی نسبتهای عنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Lan/Ybn، Smn/Ybn و Lan/Smn)، نشان می‌دهد که عیار عنصرهای خاکی سبک (LREE) در آپینیتها بالاتر از گابروهاست؛ زیرا LREE به‌آسانی جذب آمفیبول‌ها می‌شوند.
ناهنجاری مثبت و آشکار Eu در گابروها (میانگین Eu/Eu*= 32/1؛ جدول 2؛ شکل 5- B) نشان می‌دهد که چه‌بسا پلاژیوکلاز فازی ناپایدار در لیکوییدوس بوده است (Rollinson, 1993)؛ به‌گونه‌ای‌که شاید در پی نبود آن و یا ناپایداربودنش، این عنصرها خارج شده‌اند. همچنین، بالابودن درصد مودال پلاژیوکلاز کلسیک نیز دلیل دیگری است که با بالابودن عیار Sr در گابروها همخوانی دارد؛ اما شیب ناهنجاری ملایم و مثبت Eu در آپینیتها (میانگین Eu/Eu*= 06/1؛ جدول 2؛ شکل 5- C) چه‌بسا نمایشی از پایینبودن درصد مودال پلاژیوکلاز بوده است. این ویژگی با پایینتربودن عیار Sr در آپینیتها همخوانی دارد.
ناهنجاریهای HFSE و P در گابروها و آپینیتها نشان می‌دهند که شرایط خاستگاه این سنگ‌ها نیز همانند گرانیتها بوده است. عنصر Ti در این سنگ‌ها، همانند گرانیتها، ناهنجاری مثبت نشان می‌دهد. به هر روی، بررسی روند کاهیدگیها و افزودگیهای گابروها و آپینیتها نشان می‌دهد که شاید آنها مذاب مشترکی داشتهاند. همچنین، همانندیِ روند کاهیدگیها و افزودگیها در گرانیتها و گابروها میتواند نشان‌دهندة همانندیِ جایگاه زمین‌ساختی ماگمای پدیدآورندة این سنگ‌ها باشد (بخش «بحث» دیده شود).
بحث
مقدار بالای هیپرستن و ایلمنیت در گرانیتها نشان‌دهندة ماگمایی فرااشباع از سیلیس است. همچنین، در گابروها و آپینیتها، ساخته‌شدن ایلمنیت در نورم و پدیدار‌شدن هم‌زمان دیوپسید و هیپرستن میتواند نشان‌دهندة سری ماگمایی کالکآلکالن (Best, 2003) برای همه طیف‌های گوناگون ماگمایی در توده‌های آذرین درونی سیاه‌باز باشد (شکل 6).
شکل 6- نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) برای شناسایی سری ماگمایی و تغییرات آهن در ماگماهای گوناگون سازندة توده‌های آذرین درونیِ سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی)
مقدار عنصرهای Ga، Nb، Y و Ce و نسبت مولی (Na+K)/Al (شاخص آگپاییتیک) در گرانیت‌های سیاه‌باز نشان می‌دهد که این گرانیتها، سرشت گرانیت‌های غیرکوهزایی (Anorogenic) یا بیآبِ (Anhydrous) A-type (Whalen et al., 1987; Eby, 1990; Clarke, 1992) را دارند. برپایه این نکته، گرانیت‌های بررسی‌شده در محدوده گرانیت‌های نوع A هستند (شکل 7). بررسی تغییرات مقدار Ce (Cen/Cen*) نشان می‌دهد که احتمال آلایش ماگما با عنصرهای پوستهای بسیار اندک بوده است (جدول 2). مقدار این نسبت یک و یا نزدیک به یک است. ازاین‌رو، همه طیف‌های گوناگون سنگی در محیطی تکامل یافته‌اند که عنصرهای پوستهای یا کم بوده‌اند و یا امکان ورود به ماگما در هنگام تزریق در آشیانه ماگمایی را نداشتهاند.
چه‌بسا خاستگاه گرانیتها و توده‌های آذرین درونیِ مافیک همراه، از یک گوشته بوده و از پایه مرتبط با فازهایی بوده که در گوشته پایدار هستند (شکل 8). نمونههای بررسی‌شدة توده‌های آذرین درونیِ سیاه‌باز در نمودارهایِ مقدارهای مطلق در برابر نسبتهای عنصریِ عنصرهای ناسازگار، نشان می‌دهد که گارنت-اسپینل لرزولیت سنگ خاستگاه احتمالی ماگمای سازندة این سنگ‌ها بوده است. این روند تغییرات در عنصرهای ناسازگار (شکل 8) نشان می‌دهد که در برابر گابرو- آپینیتها، گرانیتها از درصدهای ذوب کمتری پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، گرانیتها از بخش‌های فلسیک و عنصرهای ناسازگار سرشارتر شده‌اند.
شکل 7- جایگاه گرانیت‌هایِ سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای شناسایی انواع گرانیتها (Whalen et al., 1987)
شکل 8- توده‌های آذرین درونیِ سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای توصیفی نسبتهای عنصری و مقدارهای مطلق عنصرهای خاکی نادر: A) La/Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000)؛ B) La در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) (ترکیب MORB تهی‌شده یا DM برگرفته از McKenzie و O’Nions (1991) و ترکیب گوشته اولیه یا PM و MORB عادی یا N-MORB برگرفته از Sun و McDonough (1989) هستند)
بررسی دقیق نشان می‌دهد که ترکیبهای ماگمایی سرشار از سیال‌های آبگین که پدیدآورندة آپینیتها هستند (Murphy, 2013)، در گسترة گابروها تا گرانیتها جای می‌گیرند. افزون‌بر درصد ذوببخشی کمتر، عامل مهم دیگری به‌نام سیالها، سنگ‌های آپینیتی را بیشتر از سنگ‌های گابرویی دچار غنیشدگی کرده است.
در میان پهنه‌های زمین‌ساختی تنها پهنه‌های فرورانشی میتوانند پدیدآورندة آپینیتها دانسته شوند (Murphy, 2013). در پهنه‌های فرورانشی، آب در پی واکنشهای آب‌زای سنگ‌کرة فرورو پدید می‌آید و پس از ورود به گوة گوشتهای (پهنه بالای فرورانش یا Supra-subduction Zone)، میتواند مذابهایی را بسازد که سرشار از سیال‌های آبگین هستند.
ناهنجاریهای منفی و آشکار Nb، Ta و تا اندازه‌ای Zr، Hf و P، همراه با ناهنجاریهای مثبت یا فراوانی عنصرهایی مانند Cs، Rb، Ba، U، K و Sr (شکل‌های 4 و 5) در همه گونه‌های سنگی و همچنین، سرشت کالکآلکالن (شکل 6)، نشان می‌دهند که شاید پهنه‌ای فرورانشی در تکامل توده‌های آذرین درونیِ سیاه‌باز نقش داشته است. اگرچه گرانیت‌های نوع A نمایندة پهنه‌های کافتی و بخش‌های درونی صفحههای قارهای هستند؛ اما این سنگ‌ها جایگاههای زمین‌ساختی گوناگون دیگری نیز دارند (مانند: پهنه پس از برخورد سپرها، پهنه حاشیههای غیرفعال، پهنه‌های کششی حاشیههای فعال، پهنه حاشیههای واگرای اقیانوسی (پشتهها) و پهنه جزایر اقیانوسی (Clemens et al., 1986; Bonin, 2007).
بررسی جایگاه زمین‌ساختی گرانیت‌های سیاه‌باز نشان می‌دهد که این گرانیتها مربوط به پهنه‌های پایانی یا پس از برخورد قارهای- قارهای هستند که به‌صورت کششی عمل می‌کنند (شکل‌های 9- A تا 9– F). این پهنه‌ها، نمایشی از پهنه‌های درونصفحهای هستند. گرانیت‌های پس از برخورد که ویژگی‌های غیرکوهزایی به نمایش میگذارند، ازپایه از گوشتههایی تکامل یافته‌اند که تهی شده بوده‌اند؛ اما با سیالها (سیال‌های فرورانشی) غنی شده‌اند (شکل 9- D؛ Pearce, 1996).
به هر روی، تغییر در مقدار عنصرهای HFS و LIL نشان‌دهندة پیدایش سنگ‌ها در پهنه‌های فرورانشی است. در پهنه‌های فرورانشی، به‌ویژه در جزایر کمانی و در بخش بالای پهنه فرورانشی، جایگاههایی هست که در پی جریانهای همرفتی گوشتهای، ویژگی‌های پهنه‌های کششی را به نمایش میگذارند. در چنین محیطهایی، گابروها و آپینیتها نیز میتوانند تکامل یابند (Murphy, 2013). بررسی جایگاه زمین‌ساختی گابروها و آپینیتهای سیاه‌باز نشان می‌دهد که آنها در یک پهنه مرتبط با کمان درون اقیانوسی پدید آمده‌اند (شکل‌های 10- A و 10- B).
در پهنه بالای فرورانش، سرشت ماگمایی بیشتر کالکآلکالن با پتاسیم متوسط تا بالاست (Gill, 2010). همچنین، در این پهنه‌ها، مذابهایی با سرشت تولهایتی با پتاسیم پایین نیز در مقدارهای کم میتوانند ساخته شوند (شکل‌های 6 و 10- A). به هر روی، در پی نبود آلایش یا آلایش احتمالی اندک، همراه با جدایش بلورین کم، نمونه‌ها همگی در محدوده پهنه بالای فرورانش تکامل یافته‌اند.
شکل 9- توده‌های آذرین درونیِ سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای شناسایی جایگاههای زمین‌ساختی انواع گرانیتها: A، B) نمودارهای سه‌تایی عنصرهای ناسازگار (Harris et al., 1986)؛ C، E) نمودار دوتایی شناسایی پهنه زمین‌ساختی گرانیت‌های گوناگون (Pearce et al., 1984)؛ D) نمودار مسیرهای پتروژنتیک وابسته به منابع گوناگون (یک ترکیب گرانیتی جداشده از گوشته میتواند در پایان، به آن ترکیب شیمیایی برسد) و مسیر ذوببخشی سیال تغییریافتة BCC در هنگام روراندگیهای درونقارهای در یک محیط هم‌زمان با برخورد (DMM: مورب گوشتهای تهی‌شده؛ UCC: ترکیب پوسته قارهای بالایی؛ BCC: ترکیب کل پوسته قارهای؛ LCC: ترکیب پوسته قارهای زیرین) (Pearce, 1996; Pearce et al., 1984)؛ F) نمودار شناسایی گرانیت‌های کوهزایی از گرانیت‌های غیرکوهزایی (ORG: گرانیت‌های وابسته به پشتههای اقیانوسی؛ WPG: گرانیت‌های درون صفحهای؛ VAG: گرانیت‌های کمانهای آتشفشانی؛ Syn-collision: گرانیت‌های هم‌زمان با برخورد؛ Post-collision: گرانیت‌های پس از برخورد) (Abdel-Rahman et al., 2001)
شکل 10- گابروها و آپینیتهای سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای توصیفی زمینشیمیایی برای بررسی پهنه زمین‌ساختی: A) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983) برای نمایش سرشت، پهنه زمین‌ساختی و تحولات ماگمایی (MM: روند گوشته متاسوماتیسم‌شده؛ UC: ترکیب پوسته بالایی (برپایه Taylor و McLennan، 1985)؛ FC: روند جدایش بلورین؛ AFC: منحنی آلایش همراه با جدایش بلورین (Keskin, 2005))؛ B) نمودار سه‌تایی شناسایی پهنه زمین‌ساختی پیدایش گابروهای گوناگون (Biermanns, 1996)
در پی فرورانش پالئوتتیس به زیر بخش شمالی ایران مرکزی (که بخشی از صفحه توران است) در پایان کربونیفر (شکل 1)، سنگ‌های آذرین درونیِ کالکآلکالن تهی از پتاسیم تا با پتاسیمِ حد واسط، در پهنه جزیره کمانی نابالغ تا نیمه‌بالغ گسترش یافتند. با رویداد این فرورانش، در گوة گوشتهایِ گارنت- اسپینل لرزولیتی، مذابهای مافیک سرشار از سیال‌های آب‌دار ساخته شدند. افرون‌براین، جریانهای همرفتی در گوة گوشتهای، نه‌تنها این مذابها را به قاعده پوسته نابالغ- نیمهبالغِ جزیره کمانی سیاه‌باز (Fazlnia and Alizade, 2013) انتقال دادند، بلکه پهنه‌ای کششی در پهنه بالای فرورانش (مناطق کششی حاشیههای فعال) پدید آوردند. در پایان، انباشته‌شدن این مذابها در این قاعده، ذوببخشی و پیدایش ماگماهای گرانیتی نوع A را در پی داشته است. پس از تزریق هم‌زمان این دو نوع مذاب در پوسته نابالغ تا نیمه‌بالغ جزیره کمانی سیاه‌باز، بخشی از این دو مذاب آمیختگی یافتند (شکل 2- F)؛ اما بخش‌های دیگر توانستند به‌صورت جداگانه تبلور یافته و توده‌های گابرویی-آپینیتی و گرانیتی نوع A را پدید آورند. پس از تزریق در آشیانههای ماگمایی جزیره کمانی، مذابهای مافیک آب‌دار دچار جدایش بلورین شده‌اند. دستاورد این تبلور، جداشدن ماگمای مافیک به‌صورت دو رخنمون گابرویی و آپینیتی است (که به شدت سرشار از آمفیبول هستند) (شکل 2- E). تزریق مذابهای فلسیک به این جزیره کمانی، گرانیت‌های نوع A را پدید آورد که در بخش‌های گوناگون دارای ترکیب کمابیش همانند هستند. در پی نابالغ تا نیمهبالغبودن جزیره کمانی سیاه‌باز، توده‌های آذرین درونیِ مافیک و همچنین، توده‌های آذرین درونیِ فلسیک یا با پوسته آلایش نیافتهاند و یا اندکی دچار چنین فرایندی شده‌اند.
نتیجهگیری
تزریق هم‌زمان دو ماگمای مافیک آب‌دار و فلسیک نوع A درون سازند جیرود، پوشیدهشدن با سازند درود و آمیختگی ماگمایی این دو نوع مذاب در سیاه‌باز (شمال‌باختری خوی)، نشان می‌دهد که همه توده‌های آذرین درونیِ این منطقه در اردوویسین پایانی پدید آمده‌اند. بررسی‌های زمینشیمیایی و زمین‌ساختی، نشان می‌دهد که این توده‌های آذرین درونیِ در پی فرورانش پالئوتتیس به زیر یک جزیره کمانی نابالغ تا نیمه‌بالغ پدید آمده‌اند. در پی انتقال سیال‌های فرورانشی به گوة گوشتهای بالای پهنه فرورانشی (Supra-subduction zone) با ترکیب اسپینل لرزولیتی، فرایند ذوببخشی روی داده است و مذابهای آب‌دارِ تهی از عنصرهای با قدرت یونی بالا یا HFSE (مانند: Nb، Ta، P، Hf و Zr) و کمی سرشار از K، Sr، Rb، Ba و U پدید آمده‌اند. انتقال این مذابها با جریانهای همرفتی به قاعده این جزیره، ذوببخشی و در پایان، پیدایش مذابهای فلسیک نوع A در منطقه کششیِ حاشیه فعال را در پی داشته است. این مذابها در هنگام تزریق در پوسته و یا در آشیانههای این جزیره کمانی، بدون آلایش با سنگ‌های همبر، با هم دچار آمیختگی شده‌اند. جدایش بلورین در مذابهای مافیک، دو رخنمون تهی و سرشار از کانی‌های آب‌دار، مانند گابرو و آپینیت، را پدید آورده است.
سپاس‌گزاری
بدین‌گونه از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه ارومیه، برای پشتیبانیهای مالی برای انجام این پژوهش سپاس‌گزاری می‌شود. از دست‌اندرکاران محترم مجله پترولوژی و داوران گرامی این مقاله تشکر می‌شود.
)