Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, Urmia University, 57153-165 Urmia, I. R. Iran
2 Teacher Education
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
سنگ‌های گرانیتی در هر محیط زمین‌ساختی یافت می‌شوند. محیط‌های زمین‌ساختی پیدایش گرانیت‌های وابسته به پشته‌های اقیانوسی (ORG)، گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG)، گرانیت‌های کمان‌های آتشفشانی (VAG)، گرانیت‌های همزمان با برخورد (Syn- collision) و گرانیت‌های پسابرخوردی (Post- collision) از محیط‌های زمین‌ساختی پیدایش گرانیتوییدها هستند (Pearce et al., 1984; Pearce, 1996). فرایندهای گوناگونی (مانند: تبلوربخشی، آلایش ماگمایی، آمیختگی ماگمایی، هضم، جدایش و همگن‌شدن و همچنین، سیال‌های ماگمایی) تغییرات گسترده‌ای در ترکیب گرانیتوییدها پدید می‌آورند (Pearce, 1996; Pitcher, 1997; Best, 2003; Patinõ Douce, 1999). ازاین‌رو، گرانیتوییدها به گروه‌های I (نوع آذرین)، S (نوع رسوبی)، M (نوع گوشته‌ای) و A (نوع بیآب یا غیرکوهزایی) رده‌بندی شدهاند (Chappell and White, 1974; White, 1979; Loiselle and Wones, 1979). افزون‌براین، گرانیتوییدهای نوع H (دورگهای، Hybrid) و C (شارنوکیتی، Charnockitic) نیز شناسایی شدهاند (Castro et al., 1991; Kilpatrick and Ellis, 1992). برپایة محیط زمین‌ساختی، رخداد و تغییر ترکیبی، گرانیتوییدها سرشت کالکآلکالن، آلکالن، پرآلکالن، پرآلومینوس و متاآلومینوس دارند (Maniar and Piccoli, 1989; Frost et al., 1999; Didier and Barbarin, 2001). برپایة اینکه مقدار آهن در شیمی سنگ‌های گرانیتی چه تغییری نشان می‌دهد، این سنگها به دو گروه فرو و فریک رده‌بندی شدهاند (Frost et al., 2001). برخی پژوهشگران (Ishihara, 1977) گرانیتوییدها را به دو گروه مگنیتیت- ایلمنیت‌دار و ایلمنیت‌دار رده‌بندی کردهاند. بیشتر گرانیتوییدهای ایران در صفحه ایران مرکزی و پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان نفوذ کردهاند. در ایران جایگزینی سنگ‌های گرانیتوییدی بیشتر در مزوزوییک (ژوراسیک و کرتاسه) و ترشیری (الیگومیوسن و میوسن) روی داده است؛ اما در پالئوزوییک و پرکامبرین نیز به اندازة بسیار کمتر در این پهنهها نیز تزریق شدهاند (Berberian and King, 1981).
کمربند کوهزایی زاگرس که بخشی از سیستم کوهزایی آلپی به‌شمار می‌آید، دربردارندة سه پهنه زمین‌ساختی موازی با روند شمالباختری- جنوب‌خاوری است: الف) پهنه کمان ماگمایی ارومیه- دختر (UDMA)؛ ب) پهنه سنندج- سیرجان (SSZ)؛ پ) پهنه چین‌خورده و تراستی زاگرس (ZFTB) (Alavi, 1994). نفوذیهای قروچاه سفلی در بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان نفوذ کردهاند (شکل 1). بیشتر گرانیتوییدهای این پهنه نوع- I فرورانشی هستند (Berberian and King, 1981; Ghazi and Moazzen, 2015; Hassanzadeh and Wernicke, 2016).
در پهنه‌های فرورانشی، بیشتر گرانیتوییدها از نوع- I هستند و ترکیب کالکآلکالن نشان می‌دهند. در این سنگها، پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت و کلینوپیروکسن از کانی‌های اصلی هستند. بسیاری از این گرانیتوییدها قطعه‌هایی گردشده و یا بیضوی‌شکل از سنگهایی دارند که از خود توده اصلی مافیکتر و دانه ریزتر هستند. این بخشها انکلاوهای مافیک دانه ریز نامیده شدهاند (Didier and Barbarin, 1991).
شکل 1- A) نقشه سادهشدة زمینشناسی باختر ایران از Stöcklin (1968) و Alavi (1994) (مخفف نام توده‌های نفوذی: UR: ارومیه؛ NQ- PA: نقده- پسوه؛ PR: پیرانشهر؛ KH: خلیفان؛ SQ: سقز؛ MV: مریوان؛ SD: سنندج؛ SF: صوفیآباد؛ GV: قروه؛ AM: آلموقلاغ؛ HD: همدان)؛ B) نقشه سادهشدة زمینشناسی منطقه قروچاه سفلی در جنوب مهاباد (با تغییر پس از Omrani و Khabbaznia، 2003)
نفوذیهای قروچاه سفلی بخشی از پهنه سنندج- سیرجان شمالی هستند و در 40 تا 60 کیلومتری جنوب مهاباد جای گرفته‌اند (شکل 1). پهنه ماگمایی- دگرگونی سنندج- سیرجان در راستای مرز فعال کمان ماگمایی ارومیه- دختر و در فاصلة میان این کمان با کمربند چین‌خورده و تراستی زاگرس است. این پهنه، مجموعهای از فرایندهای ماگمایی و دگرگونی از نوع آندی است و بیشتر دربردارندة سنگ‌های آذرین درونی و بیرونی با ترکیب تولهایتی، کالکآلکالن، آلکالن سرشار از پتاسیم و دگرگونیهای نوع بارووین است (مانند: Stöcklin, 1968; Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003; Azizi et al., 2013; Izadyar et al., 2014; Sepahi et al., 2014; Ghazi and Moazzen, 2015; Hassanzadeh and Wernicke, 2016). بیشتر سنگ‌های ماگمایی این پهنه در پی فرورانش نئوتتیس به‌زیر ایران مرکزی پدید آمده‌اند (مانند: Berberian and King, 1981; Ghazi and Moazzen, 2015; Hassanzadeh and Wernicke, 2016).
هدف از انجام این پژوهش، بررسی ارتباط زایشی میان لیتولوژیهای گوناگونِ توده‌های آذرین درونی رخنمون‌یافته و انکلاوهای درون آنها در این منطقه، برپایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی است. برای دستیابی به این هدف، افزون‌بر بررسی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری (کانیشناسی)، از داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی و نیز نمودارهای گوناگونی زمین‌شیمیایی بهره گرفته شد. همچنین، در بررسی سنگشناسی و محیط زمین‌ساختی محل پیدایش نفوذیهای قروچاه سفلی، داده‌های زمین‌شیمیایی بحث شدهاند.
زمینشناسی منطقه
نفوذیهای قروچاه سفلی جنوب مهاباد (شکل 1)، بیشتر دربردارندة سنگ‌های حد واسط و فلسیک تونالیت و گرانودیوریت و به میزان کمتر، کوارتزدیوریت، مونزوگرانیت، سینوگرانیت و آلکالی‌فلدسپار گرانیت هستند (شکل 2). به‌هر روی، در این محدوده، سنگ‌های آذرین و دگرگونی دیگری با سنهای گوناگون نیز رخنمون دارند. رخنمونهای صحرایی بسیار محدود بوده و با پوشش گیاهی فراگرفته شدهاند (شکل 2- A). در بسیاری رخنمونها، سنگ‌های نفوذی بررسی‌شده، دچار هوازدگی و دگرسانی گسترده‌ای شدهاند (شکل 2- A).
شکل 2- تصویرهای صحرایی از نفوذیهای قروچاه سفلی (جنوب مهاباد): A) رخنمونهای دیوریتی و گرانیتی با مرز واضح؛ B) رخداد انکلاوهای تیره دانه ریز با ترکیب دیوریتی درون گرانیت در نزدیکی محل تصویر A؛ C) انکلاوهای تیره دانه ریز با ترکیب دیوریتی؛ D) انکلاو نفوذی مرحله نخست در گرانیت نفوذی مرحله دوم؛ E) رخداد انکلاو دیوریتی در انکلاو گرانیتی مرحله تزریقی نخست که هر دو درون گرانیت تزریقی مرحله دوم هستند؛ F) انکلاو همخاستگاه دانهریز درون گرانیت (که در مرحله سوم تزریق شده است)
بیشتر نفوذیهای یادشده، سنگ‌های بیشتر آهکی، شیلی و دگرگونی ناحیهای به سن کرتاسه پسین را قطع کردهاند و ریداد دگرگونی همبری تا رخساره هورنبلند- هورنفلس را به‌دنبال داشتهاند؛ پس سنی پس از کرتاسه دارند (Omrani and Khabbaznia, 2003). به باور Omrani و Khabbaznia (2003)، رخداد کوهزایی در آغاز سنوزوییک، عامل اصلی پیدایش توده‌های آذرین درونی گرانیتی- گابرو دیوریتی قروچاه سفلی بوده است (شکل 1). بخش بزرگی از توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده در واحدهای شیست- فیلیت- اسلیت پروتروزوییک (هم‌ارز سازند کهر؛ Omrani and Khabbaznia, 2003) تزریق شدهاند و آنها را دچار دگرگونی همبری کردهاند. ازآنجایی‌که رخنمونهای سنگی در مرز مشترک میان این واحدها و نفوذیهای بررسی‌شده با پوشش گیاهی و خاکهای حاصل از فرسایش پوشیده شدهاند، امکان نمونهبرداری برای بررسی این دگرگونی همبری کمابیش ناشدنی است. به‌هر روی، بررسی چند نمونه از مقطع‌های نازک سنگ‌های دگرگونی این منطقه، نشان می‌دهد گردهمایی کانیایی از کانی‌های بیوتیت+ مسکوویت+ کوارتز+ پلاژیوکلاز+ کلریت+ کانی‌های کدر و فابریک لپیدوبلاستیک دارند. برخی بیگانهسنگهای فروافتاده در توده بررسی‌شده از این سنگ‌های دگرگونی بوده‌اند و هنگام تزریق درون توده ماگمایی جای گرفته‌اند (به بخش سنگ‌نگاری مراجعه شود).
بررسی سنگ‌های گابرویی- دیوریتی در نزدیکی شمالباختری منطقه بررسی‌شده (90 کیلومتر) با نام پلوتون پسوة نقده (Mazhari et al., 2011) نشان داده‌اند (شکل 1) این سنگها بافت کومولایی و سرشت کالکآلکالن دارند. این پژوهشگران دریافتند که این سنگها در پی فرورانش نئوتتیس به‌زیر صفحه ایران پدید آمده‌اند. افزون‌براین، در همین منطقه، آنها توده‌های نفوذی از گرانیت‌های کالکآلکالن تا برخی پلوتونهایی با ترکیب آلکالن را شناسایی کردهاند که مستقیماً در ارتباط با فرورانش نئوتتیس به‌زیر صفحه ایران پدید آمده‌اند. افزون‌بر آنچه گفته شد، (Ghalamghash et al. (2009، در نزدیکی نقده (100 کیلومتری شمالباختری منطقه بررسی‌شده)، پلوتونهای گرانیتی با سرشت کالکآلکالن را شناساییاند که وابسته به فرورانش نئوتتیس بوده‌اند. همچنین، Bea و همکاران (2011)، پلوتون خلیفان در 40 کیلومتری جنوبباختری محدوده بررسی‌شده، با سنی نزدیک به Ma 315 (به سن واریسکن) را شناسایی کردهاند که از گرانیت‌های پرآلومینوس نوع- A هستند. به باور آنها، پیدایش این گرانیتوییدها پیامد تکامل ابرسرزمین کیمرین بوده است. دربرابر آنها، Mazhari و همکاران (2009)، توده‌های نفوذی با توزیع دوگانه در منطقه پیرانشهر (مافیک با ترکیب گابرویی- گرانیتی با ترکیب نوع- A) و سرشت کالکآلکالن- آلکالن را به سن ائوسن (نزدیک به Ma 41) دانسته‌اند و آنها را نشانه‌ای از پایان برخورد هنگام رویداد کوهزایی زاگرس و به‌صورت توده‌های آذرین پسابرخوردی دانسته‌اند (شکل 1).
برپایة درصد فراوانی کانی‌های روشن یا تیره در نمونه دستی، 3 مرحله نفوذ (شکل‌های 2- D تا 2- F) و 3 نوع انکلاو (شکل‌های 2- B تا 2- F) شناسایی شدند (شکل 2). رخنمونهای نفوذی اصلی با درصد مودال بالایی از کانی‌های تیره، به رنگ تیرهتر و دانه درشتتر دیده می‌شوند (شکل 2- D). بیشتر این سنگها ترکیب دیوریتی (شکل 2- A؛ سمت چپ)، کوارتزدیوریتی و تونالیتی دارند. برپایة روابط صحرایی (رخداد انکلاوها)، این نوع از توده‌های نفوذی کمی زودتر (مرحله نخست تزریق) از دیگر توده‌ها تزریق شدهاند و گاه به‌صورت انکلاو درون توده‌های نفوذی تزریق شده جوان‌تر دیده می‌شوند (شکل‌های 2- C و 2- D). مرزهای این نوع انکلاوها در توده‌های نفوذی جوان‌تر (شکل‌های 2 و 3) به‌صورت تجمع کانی‌های تیره شناخته می‌شود (شکل 2- D). این حاشیه یا به‌دنبال تبادل سیال‌ها و برخی عنصرها در مرز توده و انکلاو و در پی رشد کانی‌های آبدار آمفیبول و بیوتیت پدید آمده است (Didier et al., 2001) و یا به‌دنبال جایگیری در محیط سردتر، اطرافشان سریعتر سرد شده است و ازاین‌رو، درصد بیشتری از کانی‌های تیره در قیاس با مرکز متبلور شدهاند. بیشتر انکلاوها کروی و یا بیضوی‌شکل هستند و حاشیه واکنشی تدریجی ندارند و این نکته گویا دلیل دوم و عامل اصلی تبلور بلورهای مافیک در مرزهای انکلاوهاست. ازآنجایی‌که شکل انکلاوهای یادشده کروی و یا بیضوی است، گویا ماگمای نفوذی مرحله نخست با مرحله دوم و سوم از دیدگاه زمانی کمابیش همزمان بوده‌اند (شکل 2- B؛ Didier and Barbarin, 1991; Didier et al., 2001). مرز میان دیوریتها و برخی گرانیتها در منطقه واضح است (شکل 2- A)؛ اما دیدن انکلاوهای کروی و بیضوی شکلی از این دیوریتها در بخشهای گرانیتی (شکل 2- B)، در نزدیکی محل همبری این دو رخنمون سنگی، نشان‌دهندة همزمانی تقریبی فعالیت این دو نوع ماگما در آشیانه ماگماییِ مشترک بوده است. برپایة رنگ و شکل، این انکلاوها از انکلاوهای تیره دانهریز (mafic microgranular enclaves) به‌شمار می‌روند (Didier and Barbarin, 1991).
نفوذیهای رخنمون‌یافته بعدی (نفوذیهای مرحله 2 و 3) که سن آنها کمی جوان‌تر از مرحله تزریقی پیشین (نفوذی 1) است، درصدمودال کانی‌های تیره کمتری دارند و روشنتر هستند (شکل‌های 2- D تا 2- F). این رخنمونها ترکیب گرانودیوریتی، مونزوگرانیتی و سینوگرانیتی دارند. در این نوع از گرانیتها گاه 3 دسته انکلاو دیده می‌شود:
الف) انکلاوهای تیره دانهریز (شکل 2- D)،
ب) انکلاوهای مافیک همخاستگاه (Mafic cognate) درون گرانیت‌های تزریقی مرحله دوم که خود گاه انکلاوهای تیره دانهریز را درون خود دارند (شکل 2- E)؛
پ) انکلاوهای همخاستگاه گرانیت‌های تزریقی مرحله سوم (شکل 2- F).
انکلاوهای مافیک همخاستگاه بخشهایی از توده‌های نفوذی هستند که در ضربانهای تزریقی نخستین به‌صورت مذاب وارد آشیانه ماگمایی شدهاند و پس از تبلور و وقتی که هنوز به‌صورت خمیر بلورین (Crystal mush) بوده‌اند، در تزریقهای بعدی درون توده ماگمای جای گرفته‌اند (برای بررسی بیشتر: Barbarin, 1999; Chappell and White, 2001; Jafari et al., 2014). همه انواع انکلاوها و بخشهایی از نفوذیهای مرحله تزریقی نخست و دوم درون گرانیت مرحله تزریقی سوم یافت می‌شوند. پس آخرین ضربان تزریق ماگما به درون آشیانه ماگمایی، بخشهای روشن هستند و یا بخشهایی که بالاترین تفریق ماگمایی را نشان می‌دهند. تقدم و تاخر رخداد این نفوذیها به‌خوبی نشان‌دهندة جدایش بلورین در آشیانههای ماگمایی ژرف است که در هنگام تزریق به آشیانههای ماگمایی سطحیتر به‌صورت تفریق‌یافته و دربرگیرنده انکلاوهای مافیکتر پیشین نمود یافته است. پس گویا همه سنگ‌های بررسی‌شده، از دیدگاه ویژگی‌های صحرایی، مربوط به یک نسل ماگمایی هستند و تنها مراحل تزریقی گوناگون آنها را از یکدیگر جدا کرده است.
روش انجام پژوهش
با بررسی نقشههای زمینشناسی و تصویرهای ماهوارهای، چندین مسیر در رخنمونهای سنگی برای نمونهبرداری برگزیده شد و سپس شمار 70 نمونه سنگی در مسیرهای موازی برداشت شد. نمونه‌برداری‌ها به‌صورت روند خاوری- باختری انجام شدند؛ زیرا مجموعههای سنگی گوناگون کمابیش رخنمونهای شمالباختری- جنوب‌خاوری دارند (شکل 1). همچنین، 15 نمونه سنگی هم به‌صورت اتفاقی برداشت شد. از میان این نمونهها، 20 نمونه از انکلاوها برداشت شدهاند. پس از بررسی سنگ‌نگاری 60 مقطع نازک، 10 نمونه از متنوعترین نمونههای گرانیتی- گابرویی- دیوریتی و انکلاو که از دیدگاه کانیشناسی و بافتی توزیع جغرافیایی مناسبی در منطقه داشتند، برای انجام تجزیه شیمیایی سنگ کل برگزیده شدند. تجزیههای شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی در شرکت GeoLab کشور کانادا به‌ترتیب با دستگاه XRF و ICP-MS مدل ISO/IEC 17025 انجام شدند (جدول‌های 1 و 2). بررسی‌های سنگشناسی، روی سنگ‌های نفوذی اصلی و انکلاوهای همراه انجام شدند و روشهای گوناگونی (مودال کانیشناسی اشتریکایزن و شیمیایی TAS) برای نامگذاری سنگها به‌کار برده شدند.
سنگ‌نگاری
نفوذیهای گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه سفلی، اساساً دانه درشت تا دانه متوسط هستند و از کانی‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، بیوتیت، هورنبلند و در برخی نمونهها کلینوپیروکسن ساخته شدهاند. اندازه متوسط دانهها 4- 2 میلیمتر است (شکل 3). همه نمونههای بررسی‌شده، بافت گرانولار دارند (شکل 3).
نمونههای گابرویی- دیوریتی- کوارتزدیوریتی بیشتر از پلاژیوکلاز (60- 40 درصدمودال)، کلینوپیروکسن (20- 2 درصدمودال)، هورنبلند (20- 5 درصدمودال)، بیوتیت (15- 5 درصدمودال)، کانی‌های کدر (3- 1 درصدمودال) و مقدار کمی کوارتز (5- 0 درصدمودال) تشکیل شدهاند. اندازه بیشتر دانههای آنها 1 تا 2 میلیمتر است. بلورهای نیمهشکلدار هورنبلند در زمینه سنگ دیده می‌شوند. در برخی نمونهها، هسته پلاژیوکلازها، سوسوریتی شدهاند (شکل‌های 3- A و 3- B).
نمونههای تونالیتی- گرانودیوریتی- مونزوگرانیتی بیشتر دربردارندة پلاژیوکلاز (60- 40 درصدمودال)، کوارتز (20- 10 درصدمودال)، پتاسیم‌فلدسپار (25- 2 درصدمودال)، هورنبلند (15- 2 درصدمودال)، بیوتیت (10- 2 درصدمودال)، کانی‌های کدر و مقدار کمی کلینوپیروکسن (5- 2) هستند. اندازه بیشتر دانهها 2 تا 5 میلیمتر است. بلورهای نیمهشکلدار هورنبلند و بیوتیت تنها در زمینه و همراه با کانی‌های اصلی دیگر سنگساز رخ می‌دهند. در برخی نمونهها، به اندازة اندکی بیوتیت به کلریت، آمفیبول به اپیدوت و کلریت و هسته پلاژیوکلازها، دگرسان شدهاند (شکل‌های 3- C و 3- D). فراوان‌ترین بافت در این سنگها گرانولار است.
|
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از نفوذیهای قروچاه سفلی (جنوب مهاباد): A) مجموعه بلورین در کوارتزدیوریت؛ B) انکلاو مافیک دانه ریز با ترکیب کوارتزدیوریتی؛ C) نمایش مرز انکلاو مافیک دانه ریز با توده گرانیتی. همچنین، در این تصویر، رخداد روتیل در این سنگ نمایش داده شده است؛ D) مونزوگرانیت؛ E) بیگانهسنگ رسی دگرگونشده در حال پخش‌شدن در تودة نفوذی اصلی (نام اختصاری کانیها برگرفته از Kretz (1983) است)
|
رخنمونهای با ترکیب آلکالی‌فلدسپار گرانیت که همراه با این بخش از نفوذهای بررسی‌شده دیده می‌شوند، بیشتر دربرگیرندة پتاسیم‌فلدسپار (65- 40 درصدمودال)، کوارتز (40- 25 درصدمودال)، پلاژیوکلاز (5- 2 درصدمودال)، بیوتیت (5- 2 درصدمودال)، هورنبلند (2- 1 درصدمودال) و مقدار کمی (کمتر از 1 درصدمودال) کانی‌های کدر هستند. بافت اصلی این سنگها گرانوفیری و گرانولار است. در برخی نمونههای سالمتر پرتیت دیده می‌شود. به‌دنبال دگرسانی شدید، بیشتر بلورهای پتاسیم‌فلدسپار و پلاژیوکلاز با سوسوریت و کانی‌های رسی جایگزین شدهاند.
در بسیاری از نمونهها، کانی فرعی آپاتیت به‌صورت منشوری (1/0 تا 3/0 درصدمودال) است و فراوانی چشمگیری دارد. این کانی فرعی بیشتر در بخشهایی دیده می‌شود که درصدمودال بیوتیت و هورنبلند بالاست. در بیشتر نمونهها، فراوانی کانی‌های آبدار (گاه تا 40 درصدحجمی مودال سنگ) نشان‌دهندة فراوانی سیال‌ها در ماگمای این نفوذیهاست. در نمونههای فلسیک (مونزوگرانیت و سینوگرانیت)، بلورهای پتاسیم‌فلدسپار به‌صورت میکروکلین و ارتوکلاز پرتیتی حضور دارند (شکل 3- D). در برخی انکلاوهای درون این نفوذیها، روتیل نیز یافت می‌شود (شکل 3- C).
وجود لختههای مافیک سرشار از پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت، کانی‌های کدر و آپاتیت (شکل‌های 3- B و 3- C) که ترکیب سنگشناسی همانند دیوریت دارند، نشان می‌دهد این لختهها به‌دنبال آمیختگی در هنگام تزریق و یا هنگام تبلور، با مذابهای تزریقی مافیکتر به‌صورت انکلاو مافیک دانهریز پدید آمده‌اند (Didier and Barbarin, 1991; Didier et al., 2001؛ به بخش بحث مراجعه شود). انکلاوها، ترکیب گابرویی، دیوریتی، کوارتزدیوریتی دارند و بیشتر از پلاژیوکلاز (60- 40 درصدمودال)، کوارتز (5- 0 درصدمودال)، پتاسیم‌فلدسپار (2- 1)، هورنبلند (25- 10)، بیوتیت (15- 5)، کانی‌های کدر (15- 5) و مقدار چشمگیری کلینوپیروکسن (15- 5) ساخته شدهاند. اندازه بیشتر دانهها 1 تا 2 میلیمتر است. در برخی انکلاوها، بیوتیت اندکی با کلریت، آمفیبول و کلینوپیروکسن با اپیدوت و کلریت جایگزین شدهاند و هسته پلاژیوکلازها نیز سوسوریتی شده است.
بررسی مرز این انکلاوها با توده ماگمایی اصلی (شکل 3- C) نشان می‌دهد در مرز آنها تجمع بلورهای آبداری مانند هورنبلند و به‌ویژه بیوتیت بسیار بالاست (شکل 3- C). در این مرز به‌دنبال تبادل در سیال‌ها و برخی عنصرها (مانند: Si، K، Na و Al) میان توده و انکلاو (Didier and Barbarin, 1991; Didier et al., 2001) شرایط برای رشد بلورهای آبدار فراهم شده است (همچنین، به شکل‌های 2- D و 3- F مراجعه شود). دیدن انکلاوهای مافیک با اندازههای کوچک (شکل‌های 2- B، 2- D و 2- F)، همچنین، ویژگی‌های کانیشناسی آنها (شکل‌های 3- B و 2- C) نشان می‌دهند در سنگ‌های گرانیتی بررسی‌شده، شاید خاستگاه برخی کانی‌های مافیک، کدر و آپاتیت، انکلاوهای مافیک دانهریز باشد. افزون‌بر این انکلاوها، گروه دیگری از انکلاوها هستند که چه‌بسا بیگانهسنگهایی (Xenolith) رسی یا رسی دگرگونشدهای باشند که درون تودة نفوذی فروافتادهاند (شکل 3- E). کوارتز، بیوتیت، مسکوویت و کانی‌های کدر مجموعه کانیایی سازندة این بیگانهسنگها هستند. در بخشهایی که این بیگانهسنگها حضور دارند، بیوتیت و مسکوویت در زمینة تودة نفوذی پراکنده شدهاند؛ به‌گونه‌ای‌که در بخش عبوری، این دو بلور با بلورهای هورنبلند، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، کدر و کوارتز همراه شدهاند و در بخشهای کمی دورتر به‌صورت تدریجی مقدارهای مودال بیوتیت و مسکوویت جداشده از این بیگانهسنگها کاهش یافته است (شکل 3- E).
زمین‌شیمی
مقدار اکسید سیلیسیم و دیگر اکسیدهای اصلی در سنگ‌های گوناگون نفوذیهای قروچاه سفلی جنوب مهاباد تغییر گسترده‌ای دارد و مقدار سیلیس آنها از 48 تا 76 درصدوزنی متغیر است (جدول 1؛ شکل 4).
جدول 1- تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) نفوذیهای قروچاه سفلی (جنوب مهاباد) برپایة روش ICP- OES (6 نمونه نخست ترکیب توده‌های ماگمایی و 4 نمونه دیگر، ترکیب انکلاوها را نمایش می‌دهند) (G.: Gabbro؛ G. D.: Gabbroic diorite؛ D.؛ Diorite؛ Q. D.: Quartz diorite؛ Gd.؛ Granodiorite؛ S. G.؛ Syenogranite؛ A. F. G.: Alkali feldspar granite)
|
Sample ID |
P- 1- G- 2 |
P- 2- G- 1 |
P- 3- G- 3 |
P- 3- G- 1 |
P- 3- G- 4 |
P- 3- A- 1 |
P- 1- E- 1 |
P- 1- E- 3 |
P- 2- E- 1 |
P- 2- E- 3 |
|
Rock Type |
G |
G. D. |
A. F. G. |
S. G. |
Gd. |
A. F. G. |
G. D. |
Q. D. |
Q. D. |
D |
|
SiO2 |
51.18 |
54.76 |
74.63 |
75.71 |
65.70 |
76.13 |
48.74 |
56.37 |
56.24 |
56.9 |
|
TiO2 |
0.69 |
0.63 |
0.21 |
0.18 |
0.77 |
0.0 |
0.94 |
0.54 |
0.65 |
0.57 |
|
Al2O3 |
16.96 |
16.190 |
13.68 |
12.53 |
14.90 |
12.86 |
17.69 |
15.5 |
16.49 |
15.26 |
|
Fe2O3* |
11.19 |
10.590 |
1.05 |
2.44 |
6.44 |
0.62 |
12.39 |
9.31 |
9.36 |
9.43 |
|
MnO |
0.21 |
0.36 |
0.01 |
0.03 |
0.09 |
<0.01 |
0.21 |
0.32 |
0.3 |
0.27 |
|
MgO |
5.91 |
3.650 |
0.25 |
0.11 |
2.59 |
0.05 |
5.8 |
4.57 |
3.28 |
4.53 |
|
CaO |
10.23 |
6.380 |
2.05 |
1.87 |
2.36 |
0.70 |
10.33 |
7.78 |
6.58 |
7.62 |
|
Na2O |
1.72 |
4.15 |
4.93 |
3.63 |
2.76 |
2.65 |
1.93 |
3.74 |
4.47 |
3.67 |
|
K2O |
0.29 |
1.430 |
2.44 |
2.58 |
2.88 |
5.8 |
0.21 |
0.56 |
0.94 |
0.6 |
|
LOI |
1.4 |
1.6 |
0.6 |
0.4 |
1.1 |
1 |
1.5 |
1.1 |
1.5 |
0.9 |
|
Total |
99.78 |
99.74 |
99.85 |
99.48 |
99.59 |
99.84 |
99.74 |
99.79 |
99.81 |
99.75 |
شکل 4- ترکیب نفوذیهای قروچاه سفلی (جنوب مهاباد) در نمودارهای هارکر (Harker, 1909): A) SiO2 دربرابر MgO؛ B) SiO2 دربرابر FeO؛ C) SiO2 دربرابر CaO؛ D) SiO2 دربرابر Al2O3؛ E) SiO2 دربرابر Na2O؛ F) SiO2 دربرابر K2O
تغییر شدید در SiO2 پیامد درصدمودال متفاوت کانی‌های سنگساز، کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و همچنین، کانی‌های تیره است. همخوانی منفی میان SiO2 و اکسیدهای MgO، FeO، CaO و Al2O3 (شکل‌های 4- A تا 4- D) و همخوانی مثبت میان SiO2 و اکسیدهای K2O و Na2O (شکل‌های 4- E و 4- F) نشان می‌دهند تغییر در درصدمودال کانی‌های روشن و تیره عامل اصلی این تغییر بوده است. افزون‌براین، شاید فرایند جدایش بلورین عامل اصلی در تغییر فازهای گوناگون تزریقی بوده است (Rollinson, 1993).
سنگ‌های نفوذی گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه سفلی جنوب مهاباد همگی ویژگی سابآلکالن (شکل 5- A) و سرشت کالکآلکالن دارند (شکل 5- B). این سنگها ترکیب متآلومینوس دارند (شکل 5- C). سنگ‌های بررسی‌شده، با فراوانی بالای هورنبلند، از دیدگاه زمین‌شیمیایی نزدیک به گرانیت‌های نوع- I کمربند چینخوردة لاکلن (Lachlan) استرالیا رسم می‌شوند (شکل 5- C). برپایة بررسی‌های صحرایی، ویژگی‌های میکروسکوپی، زمین‌شیمیایی، سنگ‌زایی و محیط زمین‌ساختی، گرانیت‌های لاکلن به دو گروه I و S رده‌بندی می‌شوند. انواع I و S نیز به‌ترتیب متآلومینوس تا پرآلومینوس ضعیف و پرآلومینوس هستند (مانند: Healy et al., 2004). رسم همه نمونهها در محدوده متالومینوس و نزدیک به محدوده LFB I- types نشان می‌دهد سنگ‌های بررسی‌شده همگی سرشت متآلومینوس نوع- I دارند.
مقدار عنصرهای فرعی انتقالی جدول تناوبی نشان می‌دهد در کل، از نمونههای بازیک به‌سوی نمونههای اسیدی، مقدار عنصرهای Co و V کاهش مییابد (جدول 2). این پدیده شاید پیامد بیشتربودن درصدمودال کانی‌های تیره (مانند: هورنبلند و کلینوپیروکسن) در نمونههای بازیک باشد (Rollinson, 1993; White, 2005).
بیشتر عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LILE؛ مانند: Rb، K، Ba، Sr و Cs) مقدارهای گوناگونی دارند. بیشتربودن مقدارهای Ba و Rb با بیشتربودن درصدمودال آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت همخوانی دارد. برای نمونه، نمونههای فلسیک مقدارهای بسیار بالایی از این عنصرها را دارند.
مقدار Sr در سنگ‌های حد واسط و تا اندازه‌ای مافیک بیشتر است و این پدیده با درصدمودال بیشتر پلاژیوکلاز همخوانی دارد. بیشتربودن اکسید پتاسیم بازتابی از درصدمودال آلکالی‌فلدسپار است (Rollinson, 1993؛ شکل‌های 6- A و 6- B؛ جدول 2). مقدارهای مطلق و نسبی همه عنصرهای خاکی نادر در نمونههای گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه سفلی متغیر است (جدول 2؛ شکل‌های 6- A و 6- B). در کل، نسبتهای عنصری Lan/Ybn، Lan/Smn و Smn/Ybn در نمونههای نفوذی اصلی (میانگین نمونههای سنگی توده اصلی به‌ترتیب 94/9، 84/3 و 03/2) بیشتر از انواع انکلاوها (میانگین نمونههای انکلاوی با ترکیب گابرویی- دیوریتی به‌ترتیب 04/1، 07/1 و 02/1) است (شکل 6). این نسبتها نشان می‌دهند مقدار عنصرهای خاکی سبک و سنگین در انکلاوها الگوی صافی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که یکنواختی تقریبی در این الگوها در انکلاوها نمایش همانندیِ خاستگاه آنهاست (شکل‌های 6- B و 7- B).
جدول 2- تجزیه شیمیایی عنصرهای خاکی نادر و فرعی (برپایة قسمت در میلیون) نفوذیهای قروچاه سفلی به روش ICP-MS (نام اختصاری سنگها در جدول 1 آورده شده است؛ <1 کمتر از آستانة آشکارسازی دستگاه؛ مقدار Eu/Eu* برابر است با Eu/((Smn+Gdn)/2)؛ مقدار Ce/Ce* برابر است با Ce/((Lan+Prn)/2))
|
Sample ID |
P- 1- G- 2 |
P- 2- G- 1 |
P- 3- G- 3 |
P- 3- G- 1 |
P- 3- G- 4 |
P- 3- A- 1 |
P- 1- E- 1 |
P- 1- E- 3 |
P- 2- E- 1 |
P- 2- E- 3 |
|
Rock Type |
D |
Q. D. |
A. F. G. |
M. G. |
G. D |
A. F. G. |
D. G. |
Q. D |
Q. D. |
D |
|
Sc |
<1 |
2.0 |
4.0 |
1.0 |
3.0 |
<1 |
<1 |
1.0 |
2 |
1 |
|
V |
293 |
184 |
12 |
<8 |
106 |
<8 |
413 |
188 |
186 |
158 |
|
Co |
30.5 |
17.2 |
0.8 |
1.8 |
14.8 |
0.5 |
32.5 |
20.7 |
15.7 |
19.5 |
|
Ni |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
31 |
<20 |
<20 |
30 |
<20 |
<20 |
|
Ga |
14.5 |
16 |
15.1 |
13.6 |
17.4 |
13.7 |
15.9 |
13.8 |
16 |
14.9 |
|
Rb |
5.8 |
45.7 |
32.5 |
60.8 |
112.1 |
144.7 |
3.2 |
17.6 |
31.4 |
17 |
|
Sr |
168.8 |
121.6 |
108 |
176.8 |
190.6 |
67.5 |
168.8 |
136.5 |
131.1 |
133.5 |
|
Y |
16.8 |
80 |
37.7 |
19.1 |
29.6 |
14.1 |
27 |
46.7 |
70.2 |
62.3 |
|
Zr |
33.5 |
63.1 |
146.7 |
266.2 |
213.8 |
64 |
51.9 |
61.2 |
38.7 |
44 |
|
Nb |
1.2 |
3.7 |
6.1 |
4 |
10.9 |
0.6 |
1.5 |
1.9 |
3.1 |
2.6 |
|
Sn |
<1 |
2 |
4 |
1 |
3 |
<1 |
<1 |
1 |
2 |
1 |
|
Cs |
0.3 |
1.8 |
0.2 |
1.1 |
4.7 |
1.3 |
0.1 |
0.3 |
1.4 |
0.7 |
|
Ba |
89 |
264 |
146 |
3150 |
600 |
1068 |
72 |
144 |
224 |
158 |
|
La |
4.0 |
27.1 |
41.7 |
104.2 |
34.5 |
16.1 |
4.1 |
8.5 |
14.6 |
9.6 |
|
Ce |
9.1 |
63.4 |
82.4 |
195.1 |
68.9 |
32.8 |
10.6 |
23.7 |
37.2 |
26.3 |
|
Pr |
1.25 |
8.11 |
9.15 |
19.66 |
7.93 |
3.62 |
1.77 |
3.6 |
5.27 |
4.32 |
|
Nd |
5.2 |
34.3 |
31.8 |
67.5 |
29 |
12.9 |
9.3 |
18.1 |
24.6 |
21.4 |
|
Sm |
1.54 |
9.24 |
6.41 |
8.48 |
6.36 |
2.73 |
2.65 |
5.21 |
7.6 |
6.25 |
|
Eu |
0.68 |
1.24 |
0.81 |
1.71 |
1.34 |
0.65 |
0.91 |
1.27 |
1.19 |
1.32 |
|
Gd |
2.4 |
11.54 |
6.45 |
5.66 |
5.67 |
2.64 |
3.81 |
6.22 |
9.42 |
8.64 |
|
Tb |
0.45 |
2.06 |
1.05 |
0.62 |
0.92 |
0.42 |
0.69 |
1.16 |
1.78 |
1.59 |
|
Dy |
2.83 |
13.1 |
6.09 |
3.33 |
5.33 |
2.4 |
4.59 |
7.44 |
11.91 |
10.4 |
|
Ho |
0.61 |
2.91 |
1.26 |
0.63 |
1.08 |
0.52 |
0.95 |
1.59 |
2.51 |
2.29 |
|
Er |
2.05 |
9.13 |
3.74 |
1.97 |
3.18 |
1.64 |
2.82 |
5.32 |
7.97 |
6.85 |
|
Tm |
0.29 |
1.36 |
0.58 |
0.32 |
0.5 |
0.23 |
0.42 |
0.8 |
1.16 |
1.03 |
|
Yb |
2.12 |
8.90 |
3.78 |
2.31 |
3.03 |
1.66 |
2.77 |
5.66 |
8.09 |
7.16 |
|
Lu |
0.31 |
1.42 |
0.54 |
0.34 |
0.47 |
0.25 |
0.45 |
0.9 |
1.27 |
1.14 |
|
Hf |
1.0 |
2.8 |
4.6 |
6.8 |
5.5 |
2.7 |
1.7 |
2.0 |
2 |
2.1 |
|
Ta |
0.1 |
0.3 |
0.5 |
0.5 |
0.9 |
0.3 |
0.1 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
|
Th |
0.7 |
6.5 |
14.2 |
17.7 |
11.7 |
8.2 |
0.4 |
1.2 |
3.3 |
1.8 |
|
U |
0.2 |
1.9 |
2.9 |
1.8 |
2.7 |
1.7 |
<0.1 |
0.5 |
1.1 |
0.5 |
|
P |
870 |
890 |
411 |
394 |
450 |
703 |
1130 |
838 |
|
|
|
K |
3079 |
743 |
531 |
212 |
2017 |
106 |
531 |
425 |
637 |
531 |
|
Rb/Sr |
0.03 |
0.38 |
0.30 |
0.34 |
0.59 |
2.14 |
0.02 |
0.13 |
0.24 |
0.13 |
|
Rb/Ba |
0.07 |
0.17 |
0.22 |
0.02 |
0.19 |
0.14 |
0.04 |
0.12 |
0.14 |
0.11 |
|
K/Ba |
34.59 |
2.81 |
3.64 |
0.07 |
3.36 |
0.10 |
7.37 |
2.95 |
2.84 |
3.36 |
|
Lan/Ybn |
1.39 |
2.06 |
8.32 |
33.01 |
7.91 |
6.94 |
0.98 |
1.02 |
1.24 |
0.91 |
|
Lan/Smn |
1.68 |
1.90 |
4.20 |
7.94 |
3.51 |
3.81 |
1.00 |
1.05 |
1.24 |
0.99 |
|
Smn/Ybn |
0.81 |
1.15 |
1.88 |
4.08 |
2.33 |
1.83 |
1.06 |
1.02 |
1.04 |
0.97 |
|
Eu* |
3.75 |
20.09 |
12.63 |
14.30 |
11.92 |
5.29 |
6.18 |
11.09 |
16.46 |
14.29 |
|
Eu/Eu* |
1.08 |
0.37 |
0.38 |
0.71 |
0.67 |
0.73 |
0.88 |
0.68 |
0.43 |
0.55 |
|
Ce* |
5.18 |
34.42 |
46.93 |
111.45 |
39.48 |
18.28 |
6.19 |
12.71 |
20.17 |
14.81 |
|
Ce/Ce* |
0.99 |
1.04 |
0.99 |
0.99 |
0.98 |
1.01 |
0.96 |
1.05 |
1.04 |
1.00 |
شکل 5- نفوذیهای قروچاه سفلی (جنوب مهاباد) در نمودارهای توصیفی زمین‌شیمیایی: A) نمودار سیلیس دربرابر اکسیدهای آلکالن (Middlemost, 1994) برای سنگ‌های آذرین درونی؛ B) نمودار AFM برپایة درصدوزنی اکسید (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار ACF برای سنگ‌های آذرین برپایة ترکیب مولار (Healy et al., 2004)
همچنین، الگویهای هموارِ همانند در نمودارهای یادشده نشان می‌دهند در ضربانهای نخستین که ماگماهای مافیک حضور دارند، مقدار عنصرهای ناسازگاز کم است؛ اما در نمونههای گرانیتی، نسبت LREE بیشتر از HREE است (شکل‌های 6- A و 7- A). رخداد انکلاوها (اختلاط ماگمایی) و تزریقهای فراوان بعدی چه‌بسا عاملی در تغییر و تنوع ترکیبی بوده است. ناهنجاری منفی آشکار Eu در بسیاری نمونههای نفوذی گابرویی- دیوریتی- گرانیتی و هم انکلاوها (شکل 7) نیز نشان می‌دهد شاید پلاژیوکلاز فاز پایدار در خاستگاه و یا فاز مهم هنگام جدایش بلورین (Rollinson, 1993; White, 2005) و یا هنگام تغییر فوگاسیته اکسیژن (Rollinson, 1993; White, 2005) بوده است. کم‌بودن مقدار Sr (شکل 7) هم نشان‌دهندة درستی این استدلالهاست. گویا کاهش ناهنجاری منفی Eu و مثبت‌شدن این ناهنجاری در برخی نمونههای مافیک (شکل 7)، چه‌بسا پیامد تبلور پلاژیوکلازها و عامل تغییر ناهنجاریهای Eu و Sr بوده است (Rollinson, 1993).
|
شکل 6- نمودارهای عنکبوتی چندعنصری از نفوذیهای قروچاه سفلی (جنوب مهاباد): A) سنگ‌های نفوذی؛ B) انکلاوها (بهنجار‌‌شده دربرابر ترکیب گوشته اولیه پیشنهادیِ Sun و McDonough، 1989)
|
||
|
|
|
|
|
شکل 7- نمودارهای عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر از نفوذیهای قروچاه سفلی (جنوب مهاباد): A) سنگ‌های نفوذی؛ B) انکلاوها (بهنجار‌‌شده دربرابر ترکیب گوشته اولیه پیشنهادیِ Sun و McDonough، 1989)
|
||
بیشتر عنصرهای با قدرت یونی بالا یا High field strength elements (مانند: Nb، Ta، Zr و Hf، همراه با عنصر P) در همه نمونهها فراوانی کمابیش کمی دارند (جدول 2؛ شکل 6- B). همچنین، الگو و روند کاهیدگی و افزودگی این عنصرها در نمونههای گابرویی- دیوریتی- گرانیتی و انکلاوها، همانند هم است. پس ناهنجاریهای منفی دیده‌شده در همه نمونههای سنگی عوامل یکسانی دارند (برای تفسیر بیشتر به بخش بحث مراجعه شود).
بررسی نمودارهای عنکبوتی در همه سنگ‌های رخنمون‌یافته در قروچاه سفلی، به‌ویژه توده‌های نفوذی اصلی با ترکیب گابرویی- دیوریتی تا آلکالی‌فلدسپار گرانیتی (شکل‌های 6- A و 7- A) نشان می‌دهد برخی عنصرها پراکندگی واضحی نشان می‌دهند. این پراکندگیها دقیقاً همانند فراوانی و مقدار همان عنصرها در انکلاوها هستند. گویا فروافتادن انکلاوهای گوناگون، به‌ویژه انکلاوهای مافیک میکروگرانولار، ترکیب برخی نمونههای توده‌های نفوذی اصلی را تغییر داده است. پس الگوی رسم‌شده آنها مشابه یا متمایل به الگوی انکلاوهاست. برای نمونه، در هر دو نمودار عنکبوتی چندعنصری (شکل 6- A) و عنصرهای خاکی نادر (شکل 7- A)، مقدار پراکندگی عنصرهایی مانند Eu، Sm، Nb، HREE، Ti، Nb و Ta در نمونههای P-3-G-4، P-2-G-1 و P-1-G-2 همانندِ انکلاوهاست. گویا اختلاط ماگمایی و آمیختگی میان بخشهای مافیک و فلسیک و سپس پیدایش انکلاوها و در پایان، جایگیری این انکلاوها، مقدار بسیاری از عنصرها در نمودارهای عنکبوتی را تغییر داده است. ازاین‌رو، گمان می‌رود ماگمای توده اصلی و انکلاوهای مافیک دانهریز خاستگاه یکسانی نداشتهاند و تنها تزریق همزمان آنها در آشیانه ماگمایی مشترک و آمیختگی این مذابها، عنصرهای سازندة آنها را تغییر داده است.
بحث
در بیشتر نمونهها، عنصرهای ناسازگار نامتحرک با پتانسیل یونی بالا (HFSE) و P به‌گونة آشکاری ناهنجاری منفی نشان می‌دهند؛ اما در بسیاری از نمونهها، برخی عنصرهای لیتوفیل ناسازگار متحرک با شعاع یونی بزرگ (LILE مانند: Rb، Sr، K و کمتر Ba) ناهنجاری مثبت نشان می‌دهند (شکل 5). این ناهنجاریها ویژة پهنه‌های فرورانشی هستند (مانند:Pearce et al., 1984; Pearce and Peate, 1995; White, 2005). در این پهنهها، دستة نخست عنصرها به‌علت حلالیت کم، همراه با سیال‌های فرورانشی وارد مذاب نمی‌شوند (Brenan et al., 1994; White, 2005). همچنین، کانی‌های نگهدارنده و پایدار در لیکیدوس محل ذوب در گوشته در پهنه‌های فرورانشی (مانند: روتیل، آپاتیت و تیتانیت) ناهنجاریهای منفی برخی از این عنصرها را به دنبال دارند (Woodhead et al., 1993; White, 2005). افزون‌براین، تهی‌شدگی از این عنصرها در توده‌های نفوذی فلسیک نشان‌دهندة دخالت پوسته در پیدایش آنهاست (Swain et al., 2008). درهرحال، برپایة اینکه در برخی نمونهها روتیل پدید آمده است (شکل 2- D)، گمان می‌رود مقدارهای کم این عنصرها در این سنگها، پیامد پیدایش روتیل در سنگ خاستگاه محل فرورانش باشد. به‌هر روی، سه خاستگاه برای نفوذیهای گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه سفلی جنوب مهاباد پیشنهاد می‌شود:
الف) ذوب‌بخشی ورقه اقیانوسی فرورانده‌شده؛
ب) ذوب گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم شده در بالای پهنه فرورانش؛
پ) ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته زیرین در بالای پهنه فرورانشی در پی نفوذ ماگماهای داغ گوشته‌ای (Pearce et al., 1984; Pearce and Peate, 1995; Swain et al., 2008).
ورقه فرورانشی برای ذوب‌بخشی نیازمند یک لیتوسفر فرورانشی جوان و جریان حرارتی بالاست تا بتواند مذابهایی با سرشت آداکیتی بسازد (Martin et al., 2005; Rollinson and Tarney, 2005). هیچکدام از ویژگی‌های سنگ‌های بررسی‌شده (مانند: مقدار بالای Sr، Ni و Cr، Mg# بالا، کم‌بودن مقدار Yb و Y و ...) که از ویژگی‌های مذابهای آداکیتی هستند دیده نمی‌شوند. ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته زیرین در بالای پهنه فرورانشی به‌دلیل زیر قرارگیری مذابهای گوشته‌ای روی داده است. تزریق این مذابهای گوناگون از چنین محلی به درون آشیانههای ماگمایی مشترک پوستهای، چه‌بسا باعث پیدایش سنگ‌های گوناگون به‌دنبال جدایش بلورین، اختلاط و آمیختگی ماگمایی و شاید آلایش پوستهای شده باشد.
رخداد بلورهای آبدار بیوتیت و آمفیبول (شکل 3) و تنوع سنگی از گابرو تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت، همراه با تغییر در مقدار برخی عنصرها در مایعات پدیدآمده از سنگ خاستگاهی که این توده‌های نفوذی را پدید آوردهاند، نشان می‌دهد چه‌بسا آنها مذابهایی هستند که در ارتباط با سیال‌های فرورانشی پدید آمده‌اند (تغییر در عنصرهای HFS و LIL به‌صورت ناهنجاریهای به‌ترتیب منفی و مثبت در نمودارهای عنکبوتی دیده می‌شود؛ شکل‌های 5 و 6). ازاین‌رو، ممکن است آنها به‌دنبال ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای در بالای پهنه فرورانشی و در پی دخالت سیال‌های فرورانشی پدید آمده باشند. در حقیقت، این مذابها در محیط کمان آتشفشان قارهای فعال پدید آمده‌اند (شکل 8). دخالت تیغه فرورانده‌شده با پدیدآوردن سیال‌های فرورانشی و انتقال آنها به گوة گوشته‌ای، نقش بسیار مهمی در پیدایش این مذابها داشته است.
شکل 8- نفوذیهای قروچاه سفلی (جنوب مهاباد) در نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های گرانیتوییدی (Harris et al., 1986): A) نمودار Hf- Rb/10- Ta*3؛ B) نمودار Hf- Rb/30- Ta*3
در پهنه‌هایی که در حال حاضر، فرایند فرورانش در آنها روی می‌دهد (نوع کردیلریا)، گرانیتوییدهایی که وابسته و یا در ارتباط با گوشته هستند فراوان‌تر هستند؛ اما در انواع مرزهای برخوردی (نوع هرسینین)، گرانیتوییدهایی با خاستگاه پوستهای فراوان‌تر هستند (Chappell and White, 1974; Castro et al., 1991; Harris et al., 1995; Pitcher, 1997; Best, 2003; Raymond, 2007). گرانیتوییدها در مرزهای فعال قارهای در هر ژرفایی نفوذ می‌کنند و بیشتر به زمینساخت منطقه وابسته هستند. در پهنه‌هایی که فرورانش مایل روی می‌دهد، تنشها و واتنشهای شدیدی در پوسته بالایی رخ می‌دهد و شکستگیهای ژرفی در محیط زمین‌ساختی فرورانشی فراپوستهای روی می‌دهند. این فرایند باعث می‌شود تا کاهش فشاری در این بخشها پدید آید و مذابهای ژرفتر بتوانند در این بخشها و فضاها تزریق شوند (McClay et al., 2004; Molinaro et al., 2005). فرورانش نئوتتیس به‌زیر ایران مرکزی، پهنه‌های برشی بزرگ مقیاسی در لبه جنوبی ایران مرکزی پدید آورده است (Omrani et al., 2008; Agard et al., 2011; Alaminia et al., 2013). این فرایند محلهای مناسبی برای نفوذ توده‌های ماگمایی پدید آورده است. پس سازوکار زمینساخت جهانی و در پی آن، رفتار گسلهای بزرگ مقیاس باعث نفوذ ماگماهای ژرف گوشته‌ای به این بخش از پوسته قارهای ایران شده است و در آشیانههای پوستهای، فرایند جدایش بلورین سنگ‌های نفوذی گوناگونِ گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه سفلی جنوب مهاباد را پدید آورده است.
نتیجهگیری
نفوذی گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه سفلی جنوب مهاباد، توده‌های ماگمایی نوع- I با سرشت متاآلومینوس و کالکآلکالن هستند که در پهنه‌های کوهزایی وابسته به محیط کمان آتشفشانی فعال فرورانشی قارهای تکامل یافتهاند. این سنگها بیشتر از پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، بیوتیت، آمفیبول، کوارتز و کلینوپیروکسن ساخته شدهاند. این سنگها در زمان پس از کرتاسه و در پی فرورانش نئوتتیس به‌زیر پهنه سنندج- سیرجان پدید آمده‌اند. این نفوذیها به‌دنبال ذوب‌بخشی یک گوة گوشته‌ای متاسوماتسیم‌شده در بالای پهنه فرورانشی پدید آمده‌اند. سپس به‌دنبال رفتار گسلهای ژرف وابسته به این فرورانش، به درون پوسته کمان آتشفشانی فعال تزریق شدهاند. مذابهای بخشی تولیدشده از عنصرهای با قدرت یونی بالا (مانند: Nb، Ta، P، Hf و Zr) تهی و از Sr، K و Rb و تا اندازه‌ای Ba سرشار هستند. همچنین، نسبتهای عنصری Lan/Ybn، Lan/Smn و Smn/Ybn در آنها به‌ترتیب 94/9، 84/3 و 03/2 هستند؛ ازاین‌رو، بیشتر نمونهها غنیشدگی واضحی در عنصرهای خاکی نادر سبک نشان می‌دهند. این مذابها در هنگام تزریق در پوسته و یا در آشیانههای کمان آتشفشانی دچار جدایش بلورین شدهاند و سنگ‌های گوناگون رخنمون‌یافته را پدید آورند. بخشهایی از تزریقهای کمی کهنتر و یا همزمان با تزریق اصلی که ترکیبی مافیکِ دیوریت گابرویی- دیوریتی- کوارتزدیوریتی داشتهاند، به‌صورت آمیختگی، انکلاوهای تیره دانهریز را پدید آوردهاند.
سپاس‌گزاری
از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه ارومیه، برای حمایتهای مالی از این پژوهش، سپاس‌گزاری می‌شود. از سردبیر گرامی مجله سنگشناسی جناب آقای دکتر ترابی و داوران ارجمند این مقاله برای کمکهای بیدریغشان سپاس‌گزاری می‌شود.
)