Document Type : Original Article
Authors
1 خیابان شهید فهمیده- دانشگاه بوعلی سینا
2 Geology department, Faculty of sciences, Bu-Ali-Sina University, Hamedan,
3 Geology department, Faculty of sciences, Bu-Ali-Sina University, Hamedan
Abstract
Keywords
منطقه بررسیشده در جنوب‌باختری منطقه قروه جای گرفته است که بخشی از بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان به‌شمار می‌رود (شکل 1). پهنه سنندج- سیرجان یک پهنه ماگمایی-دگرگونی با روند شمالباختری- جنوبخاوری است که با درازای بیشتر از 1500 کیلومتر و پهنای 200-150 کیلومتر، میان پهنه چینخورده- رورانده زاگرس و پهنه ماگمایی اورمیه- دختر جای گرفته است (Darvishzadeh, 2005). این پهنه فعالترین پهنه ساختاری ایران به‌شمار می‌رود و تا سنوزوییک فازهای دگرگونی و ماگماتیسم مهمی را پشت سر گذاشته است (Darvishzadeh, 2005). کهنترین سنگ‌های این ناحیه، سنگ‌های دگرگونی با رخساره آمفیبولیت (مانند: گنیس، آمفیبولیت شیست و مرمر) به سن پرکامبرین هستند. در پرمین، سنگ‌های شیلی بیشتر بوده‌اند و همراه آنها سنگ‌های آتشفشانی نیز پدید آمدهاند. فرایندهای ماگمایی این پهنه در مزوزوییک و بیشتر در بخش شمالی آن متمرکز است (Darvishzadeh, 2005).
شکل 1- نقشه زمینشناسی مناطق امیرآباد قلعهلان و کنگره در جنوب‌باختری قروه (کردستان) (با تغییر پس از: Hoseini، 1997)
در این پژوهش ویژگی‌های سنگشناسی و زمین‌شیمیایی (بهویژه عنصرهای فعالیت) تودههای آذرین درونی امیرآباد قلعهلان و کنگره و شیمی کانی‌های امیرآباد قلعهلان و همچنین، دما و فشار جایگیری آن بررسی شدهاند. سنگ‌های دگرگونی قروه سنگ میزبان این تودهها بوده و دربردارندة شیست، فیلیت، مرمر و متاولکانیکهای گوناگون هستند. تودههای آذرین درونی مافیک تا فلسیک مزوزوییک- سنوزوییک در آنها نفوذ کرده‌اند (Hoseini, 1997).
برپایه داده‌های U-Pb، سن بخش گرانیتی توده امیرآباد قلعهلان 157 میلیون سال پیش و برپایه داده‌های U-Pb زیرکن، سن تودههای مافیک کنگره نیز 158 میلیون سال پیش برآورد شده است (Azizi et al., 2015a, 2015b; Yajam et al., 2015).
بررسی‌های Hoseini (1997)، Torkian و همکاران (2008)، Mahmoudiو همکاران (2011)، Sepahi و همکاران (2012)، Maanijou و همکاران (2013)، Torkian (2014) از پژوهشهای مهم انجام‌شده روی تودههای آذرین منطقه قروه هستند. در این بررسی‌ها، این تودهها از دیدگاه ویژگی‌های سنگشناسی و ایزوتوپی بررسی شدهاند؛ اما به ویژگی‌های عنصرهای خاکی نادر و شیمی کانیها کمتر پرداخته شده است.
برپایه بررسی‌های پژوهشگران یادشده، گرانیتوییدهای قروه متاآلومین و کالک‌آلکالن هستند و ویژگی‌های گرانیتهای نوع I را نشان می‌دهند؛ ازاین‌رو، در گروه گرانیتوییدهای کوردیلریایی و منیزین هستند. همه این تودهها در پی فرایندهای ماگمایی وابسته به پهنه فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر پهنه سنندج- سیرجان پدید آمدهاند. هدف این پژوهش به‌کارگیری روابط صحرایی، سنگشناسی و داده‌های تجزیه شیمیایی سنگ‌کل و کانی برای بررسی سنگشناسی و زمین‌شیمیایی سنگ‌های گرانیتوییدی و حد واسط منطقه‌های نامبرده است تا وابستگی آنها با یکدیگر روشنتر شود.
زمینشناسی منطقه
از دیدگاه رده‌بندی ساختاری ایران، منطقه قروه در پهنه سنندج- سیرجان جای دارد و ازاین‌رو، ویژگی‌های پهنه یاد شده را نشان می‌دهد. گفتنی است بخش شمالی و جنوبی قروه کاملاً با هم متفاوت هستند. ازآنجایی‌که مناطق بررسیشده در این پژوهش در نیمه جنوبی قروه هستند، در ادامه، به زمینشناسی این نیمه پرداخته می‌شود.
سنگ‌های نیمة جنوبی بیشتر دگرگونی بوده و فرایندهای ماگمایی نیز در سرنوشت زمینشناسی این منطقه تأثیر بسزایی داشته است. در حقیقت، برونزدهایِ این منطقه، ادامه توالیهای منطقه سنقر هستند. از بخش زیرین به بالا، سنگ‌های دگرگونی تریاس، سنگ‌های تریاس-ژوراسیک، ژوراسیک و سنگ‌های نادگرگونی ائوسن توالی چینهای این منطقه را می‌سازند. افزون‌بر این، تودههایی با ترکیب گابرو دیوریت، دیوریت، گرانیتویید نیز دیده می‌شوند که از دیدگاه سنی جوانتر از دگرگونهها هستند (Hoseini, 1997).
مناطق امیرآباد قلعهلان و کنگره در ورقه قروه بوده و ازاین‌رو، ویژگی‌های این ورقه را نشان می‌دهند. توده آذرین درونی امیرآباد قلعهلان، در روستای امیرآباد قلعهلان و در جنوب‌باختری شهرستان قروه و در میان عرض‌های جغرافیایی شمالی ''51'02°35 تا ''33'05°35و طول‌های جغرافیایی خاوری ''46'35°47 تا ''57'40°47 جای دارد. این توده کشیده و بیضی‌شکل بوده و روند آن شمالباختری- جنوبخاوری است. این توده به درون سنگ‌های دگرگونی با سن تریاس- ژوراسیک نفوذ کرده است (شکل 2- A).
توده آذرین درونی کنگره، در جنوب روستای کنگره، در جنوب‌باختری قروه و در عرض جغرافیایی شمالی ''55'07°35 تا ''37/11'08°35 و طول جغرافیایی خاوری ''56'31°47 تا ''37/10'32°47 جای گرفته است. این توده به شکل یک بیضی نامنظم با روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری درون سنگ‌های دگرگونی پنجهعلی نفود کرده است. در توده کنگره سنگ‌های فلسیک گهگاه دیده می‌شوند که بیشتر به‌صورت دایکهایی این تودههای گابرویی- دیوریتی را قطع کرده‌اند (شکل 2- B).
شکل 2- تصویرهای صحرایی از جنوب‌باختری قروه (کردستان). A) تصویر بخشی از گرانیتویید امیرآباد قلعهلان (دید رو به جنوب‌باختری)؛ B) دایکهای فلسیک که از توده کنگره می‌گذرند (دید رو به شمال)
روش انجام پژوهش
برای بررسی ویژگی‌های سنگشناسی گرانیتوییدها و سنگ‌های حد واسط امیرآباد قلعهلان و کنگره، شمار 40 نمونه از سنگ‌های گرانیتوییدی و حد واسط برای تهیه مقطع نازک برگزیده و با میکروسکوپ قطبشی بررسی شدند. گفتنی است نمونه‌های گرانیتوییدی و حد واسط کنگره به‌صورت دایک هستند.
برای بررسی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی این نمونه‌ها، شمار 11 نمونه از سنگ‌های سالم که کمترین هوازدگی و دگرسانی را نشان میدادند، برگزیده شده و پس از پودرکردن در آزمایشگاه دانشگاه بوعلیسینا، برای تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و اندازهگیری مقدار عنصرهای خاکی نادر به آزمایشگاه Acme در ونکوور کانادا فرستاده شدند. 44 عنصر اصلی، فرعی و خاکی نادر تجزیه شدند. برای بهدستآوردن فراوانی عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی (Ba، Sr، Nb، Y، Zn و Zr) از روش‌های ذوب لیتیم‌متابورات و ICP-OES و برای بهدستآوردن فراوانی عنصرهای فرعی دیگر و عنصرهای خاکی نادر از روش‌های ذوب لیتیم‌متابورات و ICP-MS بهره گرفته شد (جدول 1).
همچنین، 2 نمونه از توده امیرآباد قلعهلان که کمترین هوازدگی و دگرسانی را نشان میدادند برای بررسی‌های ریزکاو الکترونی (الکترون مایکروپروب) به دانشگاه New Brumswick درکانادا فرستاده شدند. در این نمونه‌ها، 10 نقطه از پلاژیوکلاز و 12 نقطه از آمفیبول با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل JEOL JXA-733 (ولتاژ شتاب‌دهنده kV15 و جریان nA30) تجزیه شدند. داده‌های زمین‌شیمیایی بهدستآمده در جدولهای 2 و 3 آورده شدهاند. این داده‌های با نرمافزارهای GCDkit، Excel و Thermocalc تجزیه و تحلیل شدهاند.
جدول 1- داده‌های زمین‌شیمیایی بهدستآمده برای نمونه‌های گوناگون جنوب‌باختری قروه (کردستان) (اکسیدهای عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و عنصرهای کمیاب برپایه ppm هستند) (Gd: گرانودیوریت؛ Mg: مونزوگرانیت؛ To: تونالیت؛ Qm: کوارتزمونزونیت؛ Qd: کوارتزدیوریت؛ Di: دیوریت) (آهن کل به‌صورت Fe2O3 به‌دست آمده است) (LOI: مقدار آب از دست رفته از نمونه پس از رسیدن به دمای oC 1100)
|
K.S.52 |
T.S.3 |
A.Gh.28 |
A.Gh.12 |
K.S.45 |
K.S.29 |
K.S.18 |
B.S.8 |
A.Gh.31 |
A.Gh.15 |
A.Gh.9 |
Sample No. |
|
Di |
Qd |
Qd |
Qm |
To |
Mg |
Mg |
Mg |
Gd |
Gd |
Gd |
Rock type |
|
35˚8´05″ |
35˚8´30″ |
35˚5´21″ |
35˚5´40″ |
35˚ 7´ 31″ |
35˚7´32″ |
35˚8´15″ |
35˚8´15.5″ |
35˚5´15″ |
35˚5´30″ |
35˚5´53″ |
Latitude (N) |
|
47˚31´31″ |
47˚33´25″ |
47˚39´10″ |
47˚38´28″ |
47˚ 32´ 2.5″ |
47˚32´2″ |
47˚32´50″ |
47˚34´15″ |
47˚39´14.5″ |
47˚38´25″ |
47˚38´21″ |
Longitude (E) |
|
51.68 |
58.75 |
52.83 |
65.10 |
78.32 |
76.45 |
77.09 |
72.87 |
66.14 |
67.95 |
66.90 |
SiO2 |
|
19.20 |
16.64 |
17.73 |
17.46 |
12.84 |
12.81 |
12.95 |
13.27 |
15.63 |
16.50 |
17.05 |
Al2O3 |
|
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.10 |
0.02 |
Cr2O3 |
|
2.45 |
1.72 |
1.80 |
0.43 |
0.17 |
0.06 |
0.02 |
0.29 |
0.09 |
0.70 |
0.33 |
TiO2 |
|
5.47 |
9.51 |
11.58 |
3.36 |
0.62 |
1.21 |
0.81 |
2.49 |
3.30 |
3.21 |
2.89 |
Fe2O3 |
|
3.89 |
1.94 |
2.16 |
0.57 |
0.07 |
0.12 |
0.02 |
0.38 |
1.37 |
0.19 |
0.51 |
MgO |
|
0.14 |
0.15 |
0.18 |
0.11 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
0.02 |
0.18 |
0.20 |
0.07 |
MnO |
|
11.99 |
3.75 |
5.82 |
3.18 |
1.29 |
0.72 |
0.40 |
1.33 |
4.01 |
4.08 |
3.16 |
CaO |
|
4.09 |
5.97 |
6.06 |
5.46 |
6.32 |
3.23 |
3.86 |
2.56 |
2.64 |
2.41 |
4.93 |
Na2O |
|
0.26 |
0.23 |
0.26 |
3.52 |
0.08 |
5.11 |
4.52 |
5.86 |
1.24 |
1.60 |
3.06 |
K2O |
|
0.21 |
0.65 |
0.68 |
0.11 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.18 |
0.28 |
0.23 |
0.11 |
P2O5 |
|
99.82 |
99.81 |
99.76 |
99.75 |
99.88 |
99.91 |
99.91 |
99.87 |
99.78 |
99.77 |
99.77 |
Sum |
|
0.4 |
0.5 |
0.6 |
0.3 |
0.1 |
0.1 |
0.2 |
0.5 |
0.49 |
0.26 |
0.6 |
LOI |
|
<4 |
2 |
1 |
4 |
2 |
1 |
4 |
<1 |
<1 |
<1 |
3 |
Be |
|
26 |
2 |
15 |
3 |
2 |
2 |
2 |
2 |
29 |
29 |
2 |
Sc |
|
184 |
34 |
11 |
32 |
15 |
8 |
<8 |
43 |
272 |
247 |
26 |
V |
|
17.2 |
4.1 |
14.4 |
3.4 |
0.6 |
0.6 |
1.8 |
2.8 |
31 |
34.7 |
2.1 |
Co |
|
33 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
21 |
<20 |
<20 |
Ni |
|
17.6 |
12.6 |
23.6 |
22.7 |
13.3 |
14.7 |
16.3 |
13 |
14.3 |
17 |
20.8 |
Ga |
|
3.4 |
4.3 |
5.7 |
100.4 |
0.5 |
134 |
248.6 |
106.7 |
47.9 |
74.3 |
66 |
Rb |
|
667.3 |
213.7 |
571.7 |
993.1 |
232.8 |
133.2 |
14.5 |
227.9 |
592.2 |
801.3 |
901.2 |
Sr |
|
18.8 |
7 |
41.3 |
19.6 |
17.2 |
11.1 |
44.2 |
13.2 |
22.2 |
24.2 |
17.5 |
Y |
|
403.6 |
298.9 |
473.7 |
288 |
184 |
34.1 |
89.6 |
167.4 |
78.3 |
108.2 |
240.3 |
Zr |
|
12.5 |
16.7 |
58.1 |
42.8 |
18.1 |
6.9 |
38.4 |
6.4 |
3 |
7.5 |
36.9 |
Nb |
|
<1 |
<1 |
4 |
1 |
<1 |
3 |
1 |
2 |
1 |
6 |
5 |
Sn |
|
0.4 |
<0.1 |
0.5 |
2.5 |
<0.1 |
6.7 |
2.1 |
1.5 |
2.4 |
4.2 |
0.7 |
Cs |
|
152 |
38 |
130 |
1117 |
30 |
305 |
34 |
896 |
232 |
363 |
1129 |
Ba |
|
13.5 |
9.5 |
56.9 |
48.3 |
20.1 |
14.2 |
10.7 |
9.9 |
15.4 |
10.1 |
44.6 |
La |
|
26.3 |
16.9 |
114.3 |
84.3 |
38.8 |
26.6 |
21 |
21 |
33.9 |
22.6 |
79.7 |
Ce |
|
3.1 |
1.8 |
13.67 |
9.08 |
3.89 |
2.71 |
2.25 |
2.47 |
4.37 |
3.01 |
8.14 |
Pr |
|
14.1 |
6.6 |
55.1 |
30.3 |
12.9 |
9.4 |
9 |
11.3 |
19 |
14.7 |
28.3 |
Nd |
|
3.05 |
1.51 |
5.01 |
4.84 |
2.62 |
1.77 |
3 |
2.42 |
4.45 |
3.58 |
4.38 |
Sm |
|
1.13 |
0.49 |
1.43 |
1.52 |
0.35 |
0.62 |
0.02 |
0.84 |
1.37 |
1.38 |
1.33 |
Eu |
|
3.38 |
1.45 |
4.46 |
4.24 |
2.36 |
1.72 |
4.65 |
2.70 |
4.46 |
4.27 |
3.94 |
Gd |
|
0.57 |
0.21 |
1.58 |
0.64 |
0.4 |
0.3 |
1.06 |
0.43 |
0.69 |
0.7 |
0.54 |
Tb |
|
3.33 |
3.9 |
8.57 |
4.39 |
2.84 |
1.71 |
7.43 |
1.78 |
2.12 |
3.49 |
3.24 |
Dy |
|
0.68 |
0.77 |
1.65 |
0.9 |
0.52 |
0.36 |
1.61 |
0.48 |
0.41 |
0.63 |
0.57 |
Ho |
|
1.91 |
2.4 |
4.28 |
2.65 |
1.84 |
1.14 |
4.88 |
0.89 |
1.2 |
2.17 |
1.74 |
Er |
|
0.26 |
0.32 |
0.6 |
0.34 |
0.28 |
0.17 |
0.79 |
0.14 |
0.15 |
0.31 |
0.27 |
Tm |
|
1.79 |
2.16 |
3.78 |
2.16 |
2.14 |
1.15 |
5.25 |
0.9 |
0.92 |
2.2 |
1.91 |
Yb |
|
0.27 |
0.31 |
0.54 |
0.35 |
0.29 |
0.18 |
0.79 |
0.12 |
0.14 |
0.34 |
0.32 |
Lu |
|
1.1 |
6.5 |
10.4 |
7.2 |
6 |
1.5 |
4.5 |
4 |
2.2 |
2.5 |
6.3 |
Hf |
|
0.8 |
2.5 |
3.9 |
3 |
3.5 |
1.4 |
4.7 |
0.7 |
0.3 |
0.4 |
2.1 |
Ta |
|
0.6 |
<0.5 |
0.7 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
0.8 |
<0.5 |
<0.5 |
0.7 |
<0.5 |
W |
|
0.6 |
6.9 |
5.8 |
9.5 |
30.1 |
12.7 |
29.8 |
3.6 |
2.9 |
0.8 |
8.8 |
Th |
|
0.2 |
1.7 |
1.7 |
1.9 |
6.9 |
1.4 |
6.7 |
1.5 |
0.7 |
0.5 |
2.2 |
U |
|
90.17 |
53.32 |
311.17 |
211.61 |
104.5 |
71.13 |
114.63 |
66.44 |
108.78 |
91.68 |
194.48 |
∑REE |
|
2.4 |
2.7 |
4.7 |
6.8 |
3.4 |
3.7 |
0.73 |
2.8 |
2.9 |
1.65 |
7.3 |
LREE/HREE |
|
0.005 |
0.020 |
0.009 |
0.101 |
0.002 |
1.007 |
17.14 |
0.47 |
0.08 |
0.09 |
0.07 |
Rb/Sr |
|
3 |
4.06 |
3.41 |
5 |
4.36 |
9.07 |
4.44 |
2.4 |
4.14 |
1.6 |
4 |
Th/U |
|
15.6 |
6.7 |
14.9 |
14.3 |
5.2 |
4.9 |
8.2 |
9.14 |
10 |
18.75 |
17.6 |
Nb/Ta |
|
1.5 |
0.42 |
0.71 |
0.46 |
0.95 |
1.61 |
1.15 |
2.06 |
7.4 |
3.23 |
0.5 |
Y/Nb |
|
0.35 |
0.33 |
0.30 |
0.33 |
0.14 |
0.35 |
0.005 |
0.33 |
0.31 |
0.35 |
0.32 |
Eu/Eu* |
|
0.21 |
0.23 |
0.09 |
0.16 |
0.20 |
0.18 |
0.33 |
0.21 |
0.23 |
0.24 |
0.15 |
Sm/Nd |
|
0.92 |
1.75 |
1.02 |
0.8 |
0.9 |
0.5 |
3.6 |
0.65 |
0.2 |
0.74 |
0.83 |
Nb/La |
|
37.9 |
35.9 |
23.7 |
9.3 |
5.8 |
11 |
1.4 |
10.8 |
7.2 |
40.4 |
8.6 |
Ti/Zr |
جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی و فرمول ساختاری بهدستآمده بر پایه 8 اکسیژن برای پلاژیوکلازهای درون گرانیتویید امیرآباد قلعهلان در جنوب‌باختری قروه (کردستان)
|
Gh-21-2-2 |
Gh-21-2-1 |
Gh-23-2-8 |
Gh-23-2-7 |
Gh-23-2-6 |
Gh-23-2-5 |
Gh-23-2-4 |
Gh-23-2-3 |
Gh-23-2-2 |
Gh-23-2-1 |
Sample No. |
|
70.42 |
68.93 |
69.78 |
84.15 |
69.34 |
77.54 |
75.90 |
80.80 |
79.79 |
71.58 |
SiO2 |
|
18.70 |
19.15 |
19.13 |
9.92 |
9.80 |
16.30 |
16.13 |
11.75 |
14.23 |
6.62 |
Al2O3 |
|
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.13 |
0.23 |
0.10 |
0.63 |
TiO2 |
|
0.03 |
0.40 |
0.23 |
0.02 |
1.21 |
0.03 |
0.20 |
0.13 |
0.15 |
1.26 |
FeO |
|
0.00 |
0.00 |
0.07 |
0.00 |
1.47 |
0.01 |
1.35 |
0.51 |
1.01 |
1.33 |
MgO |
|
3.29 |
4.06 |
2.36 |
1.01 |
13.97 |
1.05 |
2.40 |
1.94 |
1.80 |
13.45 |
CaO |
|
7.50 |
7.26 |
7.17 |
4.81 |
3.28 |
4.80 |
1.90 |
3.45 |
2.50 |
3.03 |
Na2O |
|
0.08 |
0.13 |
1.20 |
0.08 |
0.91 |
0.27 |
0.74 |
0.41 |
0.34 |
0.78 |
K2O |
|
99.99 |
99.95 |
99.96 |
99.99 |
99.96 |
99.98 |
98.71 |
99.23 |
99.90 |
98.67 |
Sum |
|
12.20 |
12.02 |
12.15 |
14.05 |
13.01 |
13.07 |
13.10 |
13.70 |
13.50 |
13.11 |
Si |
|
3.81 |
9.93 |
3.92 |
1.95 |
1.28 |
3.23 |
3.28 |
2.35 |
2.83 |
1.43 |
Al |
|
0.0005 |
0.0006 |
0.0005 |
0.0002 |
0.0003 |
0.0001 |
0.02 |
0.03 |
0.013 |
0.09 |
Ti |
|
0.004 |
0.06 |
0.034 |
0.003 |
0.19 |
0.003 |
0.029 |
0.018 |
0.02 |
0.19 |
Fe |
|
0.61 |
0.76 |
0.44 |
0.18 |
2.81 |
0.19 |
0.44 |
0.35 |
0.32 |
2.64 |
Ca |
|
2.42 |
1.56 |
1.92 |
1.57 |
1.92 |
1.60 |
0.63 |
1.13 |
0.81 |
1.08 |
Na |
|
0.017 |
0.03 |
0.27 |
0.02 |
0.22 |
0.06 |
0.16 |
0.09 |
0.07 |
0.18 |
K |
|
0.80 |
0.75 |
0.77 |
0.88 |
0.39 |
0.86 |
0.51 |
0.72 |
0.67 |
0.28 |
Xab |
|
0.19 |
0.24 |
0.15 |
0.11 |
0.57 |
0.10 |
0.35 |
0.22 |
0.27 |
0.67 |
Xan |
|
0.01 |
0.01 |
0.08 |
0.01 |
0.04 |
0.04 |
0.14 |
0.06 |
0.06 |
0.05 |
Xor |
جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی و فرمول ساختاری بهدستآمده بر پایه 23 اکسیژن و 13 کاتیون برای آمفیبولهای درون گرانیتویید امیرآباد قلعهلان (جنوب‌باختری قروه، کردستان) به‌همراه داده‌های دمافشارسنجی به روش‌های گوناگون
|
Gh-21-1-4 |
Gh-21-1-3 |
Gh-21-1-2 |
Gh-21-1-1 |
Gh-23-1-8 |
Gh-23-1-7 |
Gh-23-1-6 |
Gh-23-1-5 |
Gh-23-1-4 |
Gh-23-1-3 |
Gh-23-1-2 |
Gh-23-1-1 |
Sample No. |
|
48.20 |
47.90 |
47.60 |
48.70 |
52.60 |
48.50 |
51.50 |
48.70 |
47.10 |
48.40 |
46.80 |
47.55 |
SiO2 |
|
6.95 |
6.74 |
6.78 |
6.71 |
5.94 |
7.05 |
6.67 |
6.83 |
7.47 |
6.64 |
6.87 |
6.82 |
Al2O3 |
|
0.69 |
0.94 |
0.98 |
0.72 |
0.06 |
0.01 |
0.09 |
0.08 |
0.23 |
0.88 |
0.90 |
0.70 |
TiO2 |
|
11.90 |
11.50 |
11.90 |
11.40 |
11.50 |
12.30 |
12.50 |
12.57 |
12.90 |
12.40 |
12.90 |
12.80 |
FeO |
|
13.52 |
13.91 |
13.77 |
13.43 |
12.11 |
13.34 |
12.45 |
13.66 |
13.15 |
13.37 |
13.23 |
13.23 |
MgO |
|
1.63 |
1.55 |
1.70 |
1.62 |
1.23 |
0.51 |
0.10 |
0.23 |
1.21 |
1.19 |
1.29 |
1.25 |
MnO |
|
13.21 |
12.95 |
13.10 |
13.40 |
12.40 |
14.60 |
13.65 |
13.40 |
13.40 |
13.43 |
13.47 |
13.33 |
CaO |
|
0.92 |
1.25 |
1.10 |
0.90 |
1.26 |
1.05 |
0.60 |
1.07 |
1.05 |
0.94 |
1.22 |
1.05 |
Na2O |
|
0.86 |
0.76 |
0.94 |
0.79 |
0.80 |
0.76 |
0.10 |
1.16 |
0.92 |
0.81 |
0.92 |
0.93 |
K2O |
|
97.90 |
97.60 |
97.90 |
97.70 |
97.87 |
98.11 |
97.67 |
97.77 |
97.50 |
98.10 |
97.60 |
97.71 |
Sum |
|
7.09 |
7.05 |
7.02 |
6.48 |
7.53 |
7.12 |
7.44 |
7.16 |
6.98 |
7.13 |
6.95 |
7.04 |
Si |
|
0.91 |
0.94 |
0.98 |
1.05 |
0.47 |
0.88 |
0.56 |
0.84 |
1.02 |
0.87 |
1.05 |
0.96 |
AlIV |
|
0.00 |
0.22 |
0.20 |
0.00 |
0.70 |
0.34 |
0.58 |
0.34 |
0.30 |
0.30 |
0.15 |
0.23 |
AlVI |
|
0.04 |
0.09 |
0.09 |
0.14 |
0.006 |
0.005 |
0.009 |
0.008 |
0.026 |
0.032 |
0.101 |
0.065 |
Ti |
|
1.46 |
1.41 |
1.46 |
1.26 |
1.49 |
1.50 |
1.51 |
1.54 |
1.60 |
1.53 |
1.60 |
1.58 |
Fe |
|
2.96 |
3.05 |
3.03 |
2.66 |
2.60 |
2.91 |
2.70 |
2.99 |
2.90 |
2.94 |
2.93 |
2.92 |
Mg |
|
0.20 |
0.19 |
0.21 |
0.18 |
0.12 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.15 |
0.15 |
0.16 |
0.16 |
Mn |
|
2.08 |
2.04 |
2.07 |
1.90 |
1.74 |
2.30 |
2.11 |
2.10 |
2.13 |
2.12 |
2.14 |
2.11 |
Ca |
|
0.26 |
0.36 |
0.32 |
0.23 |
0.35 |
0.30 |
0.17 |
0.30 |
0.30 |
0.27 |
0.35 |
0.30 |
Na |
|
0.14 |
0.14 |
0.14 |
0.12 |
0.13 |
0.10 |
0.02 |
0.20 |
0.18 |
0.15 |
0.16 |
0.16 |
K |
|
Thermobarometry: Pressure (Kbar), Temperature (˚C) |
||||||||||||
|
1 |
2 |
2.01 |
1.4 |
2 |
2.21 |
1.8 |
2.01 |
2.64 |
1.9 |
2.13 |
2.06 |
P (Hollister et al,1987) |
|
1.3 |
2.5 |
2.6 |
2 |
2.6 |
2.80 |
2.4 |
2.6 |
3.2 |
2.5 |
2.72 |
2.65 |
P (Schmidt, 1992) |
|
688 |
720 |
721 |
705 |
720 |
726 |
716 |
721 |
736 |
718 |
724 |
722 |
T (Vyhenal et al.,1991) |
|
632 |
695 |
674 |
643 |
667 |
652 |
571 |
600 |
805 |
662 |
722 |
666 |
T (Holland and Blundy,1994) |
سنگنگاری
برپایه بررسی‌های میکروسکوپی نمونه‌ها به گروه‌هایِ مونزوگرانیت، گرانودیوریت، تونالیت، کوارتزمونزودیوریت، کوارتزدیوریت و دیوریت رده‌بندی می‌شوند:
مونزوگرانیت: این سنگ دانهریز تا دانهدرشت بوده و بافت آنها گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار، دانه شکری و گاه پورفیری است (شکل 3- A). کوارتز (30-25 درصد حجمی)، اورتوکلاز و میکروکلین (25-20 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (40-35 درصد حجمی)، هورنبلند(10 درصد حجمی>) و بیوتیت سبز و قهوهای (5 درصد حجمی>) از کانی‌های اصلی آن هستند. زیرکن، آپاتیت و کانی‌های کدر از کانی‌های فرعی به‌شمار می‌روند. اپیدوتیشدن مراکز بلورهای پلاژیوکلاز و سرسیتیشدن مرزهای آنها نشان می‌دهد بلورها در این بخشها، به‌ترتیب، از کلسیم و سدیم سرشارتر هستند و منطقهبندی شیمیایی آنها نرمال است. این ویژگی نشانة تغییر دما و فشار در هنگام تبلور و یا تغییر ترکیب ماگماست (Vernon, 2004).
گرانودیوریت: این سنگ متوسط تا درشت دانه بوده و بافت آنها گرانولارِ بی‌شکل تا گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار است (شکل 3- B). بافت میرمکیت در پلاژیوکلاز و بافت پرتیت در اورتوکلاز متداول است. پلاژیوکلاز (40-35 درصد حجمی)، اورتوکلاز (20-15 درصد حجمی)، کوارتز (30-25 درصد حجمی)، هورنبلند (15-10 درصد حجمی) و بیوتیت ( ~10 درصد حجمی). بلورهای پلاژیوکلاز شکلدار تا نیمه‌شکل‌دار از کانی‌های اصلی آن هستند. دوقلویی آلبیتی، پریکلین و منطقهبندی و میانبارهایی از آپاتیت و تیتانیت نیز در این سنگ‌ها یافت می‌شوند. برخی از این بلورها به اپیدوت، سرسیت و کلریت دگرسان شدهاند. در مرز برخی پلاژیوکلاز بافت میرمکیت دیده می‌شود. برخی بلورهای اورتوکلاز بافت پرتیتی نشان می‌دهند. بلورهای هورنبلند شکلدار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و برخی از آنها دوقلویی کارلسباد نشان می‌دهند. تیتانیت، زیرکن و آپاتیت از کانی‌های فرعی این نمونه‌ها هستند. اپیدوت، کلریت، سرسیت و زوییزیت کانی‌های ثانویه را می‌سازند و از دگرسانی پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت پدید آمدهاند.
تونالیت: این سنگ‌ها بافت گرانولار دارند؛ متوسط تا ریزدانه هستند و بافت آنها بیشتر گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار است (شکل 3- C). پلاژیوکلاز (45-40 درصد حجمی)، هورنبلند (25-20 درصد حجمی)، بیوتیت (~ 10 درصد حجمی) و کوارتز (25-15 درصد حجمی) از کانی‌های اصلی، اورتوکلاز، تیتانیت، زیرکن از کانی‌های فرعی و سرسیت و کلریت از کانی‌های ثانویه هستند. بلورهای پلاژیوکلاز شکلدار تا نیمه‌شکل‌دار است. ازآنجایی‌که بلورهای کوارتز در مرحله‌های پایانی تبلور رشد کرده‌اند، بی‌شکل هستند، فضاهای میان کانی‌های دیگر را پر کرده‌اند و خاموشی موجی نشان می‌دهند. بلورهای هورنبلند شکلدار تا نیمه‌شکل‌دار هستند. بیوتیتهای سبز و قهوهای با درازای 2 تا 3 میلیمتر و نیمه‌شکل‌دار هستند و در برخی بخشها، کلریت جایگزین آنها شده است.
کوارتزمونزونیت: این سنگ‌ها بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار نشان می‌دهند. پلاژیوکلاز (~50 درصد حجمی)، کوارتز (~10 درصد حجمی)، آلکالیفلدسپار (15-10 درصد حجمی)، آمفیبول (25 درصد حجمی)، بیوتیت (کمتر از 5 درصد حجمی)کانی‌های اصلی آنها و تیتانیت، زیرکن، آپاتیت و کانی‌های کدر از کانی‌های فرعی این نمونه به‌شمار می‌روند (شکل 3- D). سرسیت، کلریت و اپیدوت هم کانی‌های ثانویه را می‌سازند. آمفیبول‌ها شکلدار تا نیمه‌شکل‌دار و از نوع هورنبلند هستند. مقدار بیوتیت بسیار کم (~ 5 درصد حجمی) هستند و به‌رنگ سبز و قهوهای و به‌صورت نیمه‌شکل‌دار در سنگ دیده می‌شوند. بلورهای پلاژیوکلاز با درازای 2 تا 5 میلیمتر و شکلدار تا نیمه‌شکل‌دار هستند؛ برخی از آنها منطقهبندی نیز نشان می‌دهند.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از نمونه‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان) در: A) بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار و دانه شکری در مونزوگرانیت (نمونه K.S.18)؛ B) بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار، شبه‌پورفیری و منطقهبندی شیمیایی پلاژیوکلاز در گرانودیوریت (نمونه A.Gh.9)؛ C) بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار و بلورهای درشت پلاژیوکلاز در تونالیت (نمونه K.S.45)؛ D) بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار در کوارتزمونزونیت (نمونه A.Gh.12)؛ E) بافت سابافیتیک در کوارتزدیوریت (نمونه A.Gh.15)؛ F) بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار و کلریتیشدن هورنبلند در دیوریت (نمونه B.S.1) (Qz: quartz؛ Bt: biotite؛ Pl: plagioclase؛ Or: orthoclase؛Mic: microcline؛ Ttn: titanite؛ Ap: apatite؛ Epi: epidote؛ Cl: chlorite؛Hb: hornblende (نام‌های اختصاری برگرفته از Whitney و Evans (2010) هستند)
111
کوارتزدیوریت: این سنگ‌ها ساخت دانه‌متوسط، بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار، سابافتیک و اینترگرانولار دارند (شکل 3- E). کوارتز (~ 15 درصد حجمی)، اورتوکلاز (~ 30 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (40-35 درصد حجمی)، بیوتیت (5 درصد حجمی >) و آمفیبول (~ 10 درصد حجمی) از کانی‌های اصلی هستند. زیرکن و آپاتیت از کانی‌های فرعی به‌شمار می‌روند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز به سرسیت و اپیدوت تبدیل شدهاند. کوارتزها بی‌شکل و ریزدانه هستند و فضاهای میان کانی‌های دیگر را پر کرده‌اند.
دیوریت: این سنگ‌ها دانهریز تا دانه‌متوسط هستند و بیشتر بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار و گاه اینترگرانولار دارند (شکل 3- F). پلاژیوکلاز (60-45 درصد حجمی)، آمفیبول (30-18 درصد حجمی) و بیوتیت (10-2 درصد حجمی) از کانی‌های اصلی هستند. بلورهای پلاژیوکلاز شکلدار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و منطقهبندی دارند. آمفیبول‌ها از نوع هورنبلند و اکتینولیت (ثانویه) هستند. اندازه بلورهای آنها ریز تا درشت است و گاه با اپیدوت و کلریت جایگزین شدهاند. بلورهای بیوتیت ریز و با رنگ سبز و قهوهای در مقطع نازک دیده می‌شوند و گاه کلریتی شدهاند. اورتوکلاز، کوارتز، تیتانیت، زیرکن و آپاتیت از کانی‌های فرعی هستند. سرسیت، اپیدوت، زوییزیت و کلریت از کانی‌های ثانویه هستند که به‌ترتیب از دگرسانی پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت پدید آمدهاند.
ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل
مقدار SiO2 برای نمونه‌های گرانیتی بررسیشده 67 تا 78 درصد وزنی و برای نمونه‌های حد واسط 52 تا 69 درصد وزنی است. برپایه رده‌بندی Streckeisen (1979)، نمونه‌های گرانیتوییدی بررسیشده در گسترههای مونزوگرانیت، گرانودیوریت، تونالیت و نمونه‌های حد واسط در گسترههای کوارتز مونزودیوریت، کوارتز دیوریت و دیوریت هستند. برپایه نمودار درجه اشباع‌شدگی از آلومینیمِ Shand (1943)، نمونه‌های بررسیشده در محدوده متاآلومین تا کمی پرآلومین جای می‌گیرند (شکل 4- A). همچنین، در نمودار پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976)، نمونه‌های حد واسط در گستره توله‌ایتی (یک نمونه نیز به‌علت دگرسانی، در گستره کالک‌آلکالن پر پتاسیم) و نمونه‌های گرانیتوییدی در گستره کالک‌آلکالن پر پتاسیم جای می‌گیرند (شکل 4- B).
شکل 4- نمونه‌های امیرآباد قلعهلان و کنگره (جنوب‌باختری قروه، کردستان) در: A) نمودار ارزیابی درجه اشباع‌شدگی از آلومینیم (Shand, 1943)؛ B) نمودار شناسایی سری ماگمایی (Peccerillo and Taylor, 1976)
برپایه پیشنهاد Harker (1909)، نمودارهای عنصرهای اصلی و فرعی (شکل‌های 5 و 6) برای نمونه‌ها رسم شدند. در این نمودارها، با افزایش مقدار SiO2 مقدار Al2O3، CaO، MgO و Fe2O3Tکاهش و مقدار K2O و Na2O افزایش نشان می‌دهند. کاهش Fe2O3T و MgO به تبلور کانی‌های فرومنیزین و آمفیبول در مرحله‌های نخستین جدایش ماگما وابستگی دارد. کاهش CaO همراه با افزایش سیلیس، پیامد افزوده‌شدن این عنصر به ساختار کانی‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز هنگام جدایش ماگماست. افزایش مقدار K2O همراه با افزایش سیلیس پیامد تبلور فلدسپار در ترمهای اسیدیِ منطقه است. در پی فرایندهای بعدی (مانند: دگرسانی)، مقدار Na2O در این مجموعه با افزایش سیلیس روند روشنی را نشان نمیدهد.
برپایه نمودارهای هارکر برای عنصرهای کمیاب، با افزایش مقدار سیلیس، مقدار عنصرهای Rb، U و Th افزایش یافته و مقدار عنصرهای Sr، Co و V کاهش می‌یابد. با افزایش درجه تحول ماگما، Rb ترجیحاً به مذاب بجامانده افزوده شده و نسبتهای K/Rb در سیستمهای ماگمایی بسیار تحول‌یافته کاهش می‌یابد (Irber, 1999).
شکل 5- نمودارهای هارکر تغییرات اکسیدهای اصلی در برابر سیلیس نمونه‌های امیرآباد قلعهلان و کنگره (جنوب‌باختری قروه، کردستان) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)
شکل 6- نمودارهای هارکر تغییرات اکسیدهای عنصرهای کمیاب در برابر سیلیس نمونه‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)
در نمونه‌های بررسیشده، همراه با افزایش سیلیس از سنگ‌های مافیک به‌سوی سنگ‌های فلسیک، مقدار این عنصر نیز افزایش می‌یابد و این روند افزایشی با جدایش بلوری در ماگما همخوانی دارد. مقدار عنصرهای U و Th با افزایش مقدار سیلیس رو به فزونی میگذارد. با افزایش مقدار SiO2، مقدار عنصر Sr روند نامنظم و کاهشی نشان می‌دهد؛ این پراکندگی به دگرسانی کانی‌های پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت وابسته است. با افزایش مقدار سیلیس، عنصرهای Co و V نیز کاهش مییابند. این عنصرها به کانی هورنبلند و اکسیدهای Fe و Ti وابستگی بسیاری دارند.
برپایه آنچه گفته شد، میان فازهای گوناگون سنگ‌های بررسیشده نبود پیوستگی زمین‌شیمیایی دیده می‌شود و این نشان می‌دهد این سنگ‌ها از یک خاستگاه پدید نیامدهاند. در ادامه به بررسی این نکته پرداخته خواهد شد. فراوانی عنصرهای خاکی نادر (∑REE) در سنگ‌های بررسیشده 53 تا 331 ppm است (میانگین: 192 ppm). مقدار ∑REE در نمونه‌های گوناگون بستگی به تبلور فازهای فرعی (مانند: زیرکن، آپاتیت و تیتانیت) در آن سنگ‌ها دارد. در نمونه‌های بررسیشده، کاربرد نسبتهای Rb/Sr، Th/U، Nb/Ta، Y/Nb، Eu/Eu* و Sm/Nd شاخصی برای بررسی تحول ماگمایی است (Wu and Ishihara, 1994). همخوانی (سازگاری) مثبت کمی میان ∑REE در برابر نسبتهای Th/U، Y/Nb، Nb/Ta، Eu/Eu* و همخوانی منفی کمی میان ∑REE در برابر نسبتهای Rb/Sr و Sm/Nd دیده می‌شود. برپایه ترسیم فراوانی REE در برابر نسبتهای یادشده، در ماگماهای گرانیتی با افزایش درجه تحول، ماگما از عنصرهای خاکی نادر تهی شده است (Wu and Ishihara, 1994). همچنین، رسم نسبتهای یادشده در برابر SiO2 نشان‌دهندة آن است که روند عنصرهای خاکی نادر به‌صورت کاهش مقدار ∑REE، کاهش نسبتهای La/Yb، LREE/HREE، Eu/Eu* و افزایش نسبتهای Sm/Nd و Y/REE است (Wu and Ishihara, 1994). در نمودار عنکبوتی بههنجار شده بر پایه ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای کندریت، (شکل 7- A) گرانیتوییدها از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: U، La، Rb، K، Th) و تا اندازه‌ای از عنصرهای Nb، Hf، Ti، Ta، Ba، Zr و P تهیشدگی نشان می‌دهند. در نمودار عنکبوتی بهنجار شده به ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت، غنیشدگی عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE)، ناهنجاری منفی Eu و الگوهای کمابیش هموار عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) دیده می‌شود (شکل 7- B).
شکل 7- نمونه‌های امیرآباد قلعهلان و کنگره (جنوب‌باختری قروه، کردستان) در: A) الگوی پراکندگی عنصرهای فرعی در نمودار عنکبوتی بههنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی نادر بههنجار شده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (اثر تتراد توزیع REE در این شکل نشان داده شده است. الگوهای REE با خط‌های پیوسته به 4 بخش رده‌بندی شدهاند: 1) بخش میان La و Nd؛ 2) بخش میان Pm و Gd؛ 3) بخش میان Gd و Ho؛ 4) بخش میان Er و Lu. نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)
اثر تتراد لانتانید
در سالهای اخیر، بررسی‌های بسیاری روی نوع خاصی از جدایش عنصرهای کمیاب خاکی به نام «اثر تتراد» انجام شده است. نخستین‌بار Fidelis و Siekierski (1966) و Peppard و همکاران (1969)، با دیدن الگوهای ضرایب توزیع REE مایع- مایع در فازهای آبدار و آلی، اثر تتراد عنصرهای کمیاب را پیشنهاد کردند. اثر تتراد، رده‌بندی 15 عنصر لانتانیدی به چهار گروه در الگوی توزیع بهنجارشده‌ای در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) است (شکل 7- B)؛ هر گروه یک تتراد نامیده می‌شود: تتراد نخست= La-Nd؛ تتراد دوم= Pm-Gd؛ تتراد سوم=Gd-Ho و تتراد چهارم= Er-Lu. هر گروه از عنصرهای یک الگوی هموار کوژ یا کاو، الگوهای توزیع لانتانید M- شکل (در گرانیتهای جدایش‌یافته مرحله‌های پایانی) و W- شکل (در رسوبهای پدیدآمده از واکنشهای سیال‌ها) را می‌سازند (Masuda et al., 1987). در گرانیتهای تحول‌یافته، فقط نوع M دیده می‌شود. برای بهدستآوردن اثر تتراد، الگوهای REE گوناگونی برگزیده می‌شوند که آنومالی Ce یا الگوی زیگزاگ (به‌علت دقت کم تجزیه) نداشته باشند. از 4 تتراد یادشده، تنها تتراد نخست و سوم برای کمّیسازی اثر تتراد به‌کار برده می‌شود؛ اما تتراد دوم یا Pm-Gd (به‌علت حذف طبیعی Pm و رفتار متمایز Eu2+ در فوگاسیته اکسیژن کم و در سیستمهای ماگمایی دما بالا) و تتراد چهارم یا Eu-Lu (به‌علت گسترش کم آن) به‌دست آورده نمیشوند (جدول 4).
جدول 4- نسبتهای t1، t3 و TE1,3 برای نمونه‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان)
|
K.S.52 |
T.S.3 |
A.Gh.28 |
A.Gh.12 |
K.S.45 |
K.S.29 |
K.S.18 |
B.S.8 |
A.Gh.31 |
A.Gh.15 |
A.Gh.9 |
Sample No. |
|
0.918 |
0.960 |
0.970 |
0.975 |
1.07 |
1.027 |
0.994 |
0.970 |
0.981 |
0.994 |
0.994 |
Ce/Cet |
|
0.880 |
0.953 |
0.97 |
1.012 |
1.03 |
0.991 |
0.931 |
0.901 |
0.973 |
0.916 |
0.975 |
Pr/Prt |
|
0.898 |
0.96 |
0.97 |
0.993 |
1.05 |
1.009 |
0.962 |
0.935 |
0.977 |
0.93 |
0.984 |
t1 |
|
1.02 |
0.637 |
1.76 |
0.901 |
0.99 |
1.04 |
1.16 |
1.12 |
1.22 |
1.10 |
0.93 |
Tb/Tbt |
|
0.981 |
1.403 |
1.275 |
0.995 |
1.13 |
0.964 |
1.11 |
0.880 |
0.798 |
1.001 |
1.02 |
Dy/Dyt |
|
1.003 |
0.94 |
1.5 |
0.947 |
1.062 |
1.004 |
1.132 |
0.993 |
0.987 |
1.052 |
0.974 |
t3 |
|
0.949 |
0.951 |
1.20 |
0.97 |
1.05 |
1.007 |
1.043 |
0.963 |
0.982 |
0.988 |
0.98 |
TE1,3 |
Ce/Cet=CeN/( × ) Pr/Prt=PrN/( × ) Tb/Tbt=TbN/( × )
Dy/Dyt=DyN/( × ) t1 = (Ce/Cet × Pr/Prt)0.5, t3= (Tb/Tbt × Dy/Dyt)0.5 Degree of the tetrad effect: TE1,3=( t1 × t3)0,5
در روش اثر تتراد (TE1,3)، اثر تتراد را در برابر پارامترهای زمین‌شیمیایی (که پارامترهای حساس به جدایش مذاب گرانیتی و محیطهای انتقالی ماگمایی- گرمابی شناخته شدهاند) رسم می‌شود. وابستگی اثر تتراد با نسبتهای K/Rb، Y/Ho، Zr/Hf، Sr/Eu وEu/Eu* نشان‌دهندة پیشرفت آرام‌آرام اثر تتراد هنگام جدایش گرانیت است. اثر تتراد شاخص (بیشتر از 1) در نمونه‌های گرانیتی جدایشیافتهتر دیده می‌شود (شکل 8). در الگوهای REE گرانیتوییدهای بررسیشده، اثر تتراد از نوع M است (شکل7- B). آنومالی منفی Eu در سنگ‌های بسیار جدایش‌یافته نشان می‌دهد جدایش Eu میان مذاب بجامانده و سیال آبدار دما بالای همیافت با آن، کاهش شدید انباشتگی Eu در سنگ‌های بسیار جدایش‌یافته را در پی دارد (Irber, 1999).
شکل 8- نمودار اثر تتراد (TE1,3) در برابر نسبتهای K/Rb, Y/Ho, Zr/Hf, Sr/Eu و Eu/Eu* برای نمونه‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان) (نماد پیکان نشاندهنده روند تحول ماگمایی است. نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)
شیمی کانی
فلدسپارها:ترکیب شیمیایی فلدسپارهای گرانیتویید امیرآباد قلعهلان در جدول 3 آورده شده است. محاسبه‌های انجام‌شده نشان می‌دهند ترکیب پلاژیوکلازها در گسترة الیگوکلاز-آندزین تا لابرادوریت است (شکل 9- A). پلاژیوکلازها بهصورتبلورهای شکلدار تا نیمه‌شکل‌دار و با منطقهبندی نرمال و نوسانی هستند (Torkian, 2014). درکل، منطقهبندی نوسانی که در پی تغییرات ناگهانی در میزان آنورتیت در برخی بلورهای پلاژیوکلاز دیده می‌شود با شرایط ترمودینامیکی بلور تفسیر می‌شود. این شرایط بیشتر پیامد نوسان‌های فشار، افت دما، مواد فرار (Nelson and Montana, 1989; Hattory and Sato, 1996) و نیز آمیختگی ماگمایی هستند (Dungan and Rhoders, 1979; Shelley, 1993; Bateman, 1995). برپایه داده‌های بهدستآمده در بخش‌های پیش‌رو، گویا نوسان‌های فشار مهمترین عامل در پیدایش این تغییرات هستند.
آمفیبول:این کانی در سنگ‌های گوناگونی با شرایط دما و فشار گوناگون پدید میآید. مقدار Al، Ti، Ca و Na در ترکیب آمفیبول، به فشار، دما و فوگاسیته اکسیژن بستگی است (Leake et al., 1997)؛ به‌گونه‌ای‌که افزایش دما، افزایش میزان Ti و AlIV را در پی دارد؛ اما مقدار AlVI متناسب با افزایش فشار، افزایش می‌یابد و دما بر آن بیتأثیر است (Leake et al., 1997). ترکیب شیمیایی آمفیبولهای گرانیتویید امیرآباد قلعهلان در جدول 4 آورده شده است. برای بهدستآوردن فرمول ساختمانی آمفیبول‌ها، روش بهنجارسازی برپایه 13 کاتیون (Cosca et al., 1991) به‌کار برده شد. برپایه رده‌بندی آمفیبول‌ها (Leake et al., 1997)، نمونه‌های تجزیه‌شده در گستره آمفیبولهای کلسیک جای می‌گیرند. برپایه نمودار AlIV در برابر Ti (برپایه a.p.f.u.)، نمونه‌های بررسیشده در گستره مگنزیوهورنبلند جای می‌گیرند (شکل 9- B).
شکل 9- ترکیب کانی‌شناسی نمونه‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان): A) ترکیب پلاژیوکلازها در نمودار آلبیت- اورتوز- آنورتیت (Deer et al., 1992)؛ B) رده‌بندی شیمیایی آمفیبول‌ها (Leake et al., 1997)
بحث
سنگ‌های گرانیتوییدی از دیدگاه سنگشناسی و زمین‌شیمیایی طیف گسترده‌‌ای دارند. با وجود این گوناگونی، برپایه رخدادهای توصیفی، گرانیتوییدها به‌صورت چند خانواده با ویژگی‌های قرابتی دستهبندی می‌شوند. تنوع سنگشناسی و زمین‌شیمیایی در گرانیتوییدها با ترکیب یا ترکیب‌های منطقه خاستگاه، در حقیقت، بازتابی از پهنه زمینشناختی هستند. Rogers و همکاران (1995) و Woodhead و همکاران (1993)، مقدار نسبتهای Nb/La و Ti/Zr گوشته را به‌ترتیب نزدیک به 4 و 100 گزارش کرده‌اند. مقدار این نسبتها در نمونه‌های بررسیشده به ترتیب 9/1 و 9/20 است (جدول 1) و این نشان می‌دهد پیدایش ماگمای سازنده نمونه‌های بررسیشده پیامد جدایش ماگمای مادری مافیک جداشده از گوشته نبوده است. از سوی دیگر، در نمودار TiO2 در برابر Al2O3، این نمونه‌ها در راستای روند ذوببخشی جای می‌گیرند که نشانمیدهد ذوببخشی فرایند اصلی در پیدایش سنگ‌های بررسیشده بوده است (شکل 10- A). همچنین، برپایه نمودار La در برابر نسبت La/Sm نیز نمونه‌های بررسیشده روند ذوببخشی را نشان می‌دهند (شکل 10- B). گفتنی است در مذاب پدیدآمده از ذوببخشی، جدایش درون‌گروهی در سنگ‌های بررسیشده گوناگون (گرانیتویید: گرانودیوریت، مونزوگرانیت، تونالیت؛ حد واسط: دیوریت، کوارتزدیوریت و کوارتزمونیت) رخ داده است. این پدیده در نمودارهای هارکر (شکل‌های 5 و 6) نیز دیده می‌شود.
شکل 10- نمونه‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان) در: A) نمودار TiO2 در برابر Al2O3 برای شناسایی نقش ذوببخشی یا جدایش بلوری در پیدایش سنگ‌ها (Lopez-Plaza et al., 2007)؛B) نمودار La در برابر نسبت La/Sm (Blein et al., 2001)
نمونه‌های بررسیشده ویژگی‌های زمین‌شیمیایی گرانیتهای نوع I را دارند (شکل‌های 11- A و 11- B). از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی نیز این نمونه‌ها در گروه گرانیتهای کمانهای آتشفشانی (VAG) جای می‌گیرند و به گرانیتهای درونصفحهای (WPG) نیز گرایش دارند (شکل‌های 11- C و 11- D). تهیشدگی این نمونه‌ها از LILE (مانند: U، Rb، K، Th) و عنصرهای Nb، Hf، Ti، Ta، Ba، Zr و P در نمودارهای عنکبوتی (شکل 4) نیز با پهنه ژئودینامیکی مرتبط با ماگماتیسم پهنه فرورانش سازگار است (Foley et al., 1990; Wilson, 1989). همچنین، LREE این نمونه‌ها در برابر عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) غنیشدگی متوسطی نشان می‌دهند. بالابودن مقدار عنصرهای Rb، Th و K و کمبودن مقدار عنصرهای Sr، P و Ti نشانة مذابهای پوستهای است (Chappell and White, 1992; Harris et al., 1986). این نکته نشان می‌دهد اندکی آلایش پوستهای در هنگام تحول ماگمایی رخ داده است. آنومالی منفی Eu نشان‌دهندة جدایش بلوری فلدسپار هنگام تبلور ماگماست و نشان می‌دهد مجموعه بجامانده فلدسپار دارد (Henderson, 1984). ترکیب شیمیایی و رنگ نمونه‌های بیوتیت در سنگ‌های گرانیتی نشاندهنده خاستگاه زمین‌ساختی میزبان آنهاست (Lalonde and Bernard, 1993). رنگ قرمز روشن بیوتیت در گرانیتهای برخوردی بازتابی از مقدار FeTotal بالا با Fe3+/(Fe2++Fe3+) کم و چه‌بسا Ti3+ است. بیوتیتهای سبز و قهوهای مربوط به کمانهای قارهای سرشار از Mg و Fe3+ هستند. برپایه Lalonde و Bernard (1993)، بیوتیتهای سبز و قهوهای در نمونه‌های گرانیتی بررسیشده مرتبط با گرانیتهای کمانهای قارهای هستند.
شکل 11- نمونه‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان) در: A) نمودار Eu/Eu* در برابر Th برای شناسایی سری ماگمایی (Eby, 1992)؛ B) نمودار K2O در برابر SiO2 (Chappell and White, 1992)؛ C، D) شناسایی خاستگاه زمین‌ساختی با به‌کارگیری نمودارهای Pearce و همکاران (1984) (نمادها همانند شکل 4 هستند)
خاستگاه ماگما
برپایه نمودار تجربی Patiño Douce و McCarthy (1998)، خاستگاه سنگ‌های گرانیتوییدی با حد واسط منطقه‌های بررسیشده یکسان نیست (شکل 12). سنگ‌های حد واسط از ذوببخشی آمفیبولیت و گرانیتوییدها پیامد ذوببخشی متاگریوکها هستند. ماگماهای بازالتی پدیدآمده از گوشته که در پوسته زیرین جایگرین شدهاند، محتملترین خاستگاه گرمایی برای ذوببخشی بوده‌اند. برای شناسایی خاستگاه و پهنه‌زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة سنگ‌های آذرین از ترکیب آمفیبول‌ها بهره گرفته می‌شود. به باور بسیاری از پژوهشگران، پیدایش آمفیبولهای کلسیک از ویژگی‌های گرانیتوییدهای نوع I است (Chappell and White, 1974; Wyborn et al., 1981; White and Chappell, 1983; Clemens and Wall, 1984; Stein and Dietl, 2001). میزان CaO در گرانیتوییدهای نوع I بالاست و به تبلور هورنبلند میانجامد (CaO: 4/12 تا 6/14؛ میانگین: 5/13 درصد وزنی). همچنین، آمفیبولهای درون سریهای سابآلکالن در برابر گونه‌های درون سریهای آلکالن، مقدار TiO2 کمتری دارند (کمتر از 2/1 درصد وزنی). از سوی دیگر، آمفیبولهای ماگماهای سابآلکالن، میزان Na2O، K2O و Al2O3 کمتری در برابر آمفیبولهای ماگماهای آلکالن دارند (Molina et al., 2009). ازاین‌رو، آمفیبولهای منطقه در گستره گونه‌های ماگماییِ سابآلکالن هستند (TiO2: 001/0 تا 9/0؛ Na2O: 6/0 تا 2/1؛ K2O: 1/0 تا 9/0؛ Al2O3: 9/5 تا 5/7 درصد وزنی). مقدار عدد منیزیم (Mg#) در هورنبلند نیز فاکتور مهمی برای شناسایی خاستگاه ماگماست. اگر میزان Mg#>0.7 باشد خاستگاه ماگما گوشتهای و اگر 5/0> باشد، پوستهای بوده است و اگر میان این دو اندازه باشد، خاستگاهی با آمیختگی پوسته و گوشته است (Xie and Zhang, 1990; Huaimin et al., 2006). در آمفیبولهای گرانیتویید امیرآباد قلعهلان، مقدار Mg# از 63/0 تا 68/0 (میانگین= 65/0) به‌دست آمده است. پس نمونه‌های بررسیشده خاستگاه پوستهای- گوشتهای دارند که این نکته با سرشت کالک‌آلکالن آنها نیز همخوانی خوبی دارد.
شکل 12- نمونه‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان) در نمودار گستره ترکیبی مذابهای تجربی پدیدآمده از ذوب بخشی پلیتها، متاگریوکها و آمفیبولیتها (Patiño Douce and McCarthy, 1998)
زمین‌فشارسنجی
فشارسنجی آلومینیوم در هورنبلند: شرط کاربرد این فشارسنج دارابودن مجموعهای از کانی‌های همیافت (مانند: هورنبلند، کوارتز، اورتوکلاز، پلاژیوکلاز، بیوتیت، مگنتیت و تیتانیت اولیه) در شرایط تعادلی است (Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Blundy and Holland, 1990; Schmidt, 1992). برپایه بررسی‌های پژوهشگران نامبرده، مقدار Al هورنبلند در گرانیتوییدهای کالک‌آلکالن به‌صورت خطی با فشار تبلور تغییر میکند؛ ازاین‌رو، با این روش، ژرفای تبلور ارزیابی می‌شود. برپایه زمین‌فشارسنجی Schmidt (1992)، بیشتر نمونه‌های امیرآباد قلعهلان، فشار از 5/2 تا 2/3 کیلوبار (هم‌ارز با ژرفای نزدیک به 10-5/7 کیلومتری) را نشان می‌دهند. داده‌های فشارسنجی توده گرانیتوییدی امیرآباد قلعهلان با به‌کارگیری الگوهای پیشنهادیِ پژوهشگران گوناگون به‌دست آورده شده و در جدول 3 آورده شدهاند.
زمین‌دماسنجی
دمای اشباع‌شدگیِ زیرکنیم (TZr): این روش برای ارزیابی دمای ماگما به‌کار برده می‌شود. در الگوی Watson و Harrison (1983)، زیرکن سنگ کل برای نشاندادن ترکیب مذاب به‌کار برده می‌شود. گفتنی است مقدار اشباع‌شدگی از زیرکنیم برای پیدایش کانی زیرکن، نزدیک به ppm100، در دست‌کم دمای اشباعی نزدیک به C˚750 بوده و بیشینة آن ppm1330 در دمای نزدیک به C˚1020 است. ازاین‌رو، برای برخی نمونه‌های بررسیشده این روش کاربرد ندارد. برپایه جدول 5، دمای اشباع‌شدگیِ زیرکنیم در نمونه‌های امیرآباد قلعهلان و کنگره، 770 تا 810 درجه سانتیگراد (میانگین~ C˚790) است.
دماسنجی به روش هورنبلند-پلاژیوکلاز: هورنبلند و پلاژیوکلازِ همیافت در سنگ‌های آذرین کالک‌آلکالن معمولاً برای دماسنجی به‌کار برده می‌شوند (Blundy and Holland, 1990; Holland and Blundy, 1994; Stein and Dietl, 2001). برپایه روش Holland و Blundy (1994) دمای گرانیتویید امیرآباد قلعهلان 600 تا 805 درجه سانتیگراد ارزیابی شده است که با دماسنجی درجه اشباع از زیرکنیم همخوانی خوبی دارد. همچنین، برای زمین‌دماسنجی نمونه‌های بررسیشده، الگویِ پیشنهادیِ Vyhnal و همکاران (1991) به‌کار برده شد. در این روش، مقدار فشار لازم از الگوی پیشنهادیِ Schmidt (1992) به‌دست آورده شد. برپایه الگویِ پیشنهادیِ Vyhnal و همکاران (1991)، دمای تعادل پلاژیوکلاز- هورنبلند در نمونه‌های امیرآباد قلعهلان 688 تا 735 درجه سانتیگراد برآورد می‌شود که با داده‌های دیگر سازگار است (جدول 3).
جدول 5- دماهای اشباع‌شدگی از زیرکنیم سنگ کل برای نمونه‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان)
|
K.S.52 |
T.S.3 |
A.Gh.28 |
A.Gh.12 |
K.S.45 |
K.S.29 |
K.S.18 |
B.S.8 |
A.Gh.31 |
A.Gh.15 |
A.Gh.9 |
Sample No. |
|
3.12 |
1.83 |
2.35 |
1.8 |
1.4 |
1.31 |
1.3 |
1.41 |
1.26 |
1.20 |
1.61 |
M value |
|
43.6 |
298.9 |
473.4 |
288 |
183.7 |
34.1 |
89.6 |
167.4 |
78.3 |
108.2 |
240.3 |
Zr (ppm) |
|
- |
151.4 |
236.2 |
142.6 |
102.5 |
- |
- |
105.5 |
- |
87.7 |
125.3 |
Zr. sat |
|
- |
808.3 |
809.7 |
810.4 |
799.7 |
- |
- |
788.8 |
- |
767.3 |
805.7 |
TZr (˚C) |
M value= (Na+K+2Ca)/(Al × Si)
سنگ‌زایی (پتروژنز)
داده‌های بهدستآمده در بخش‌های پیشین نشان می‌دهند پیدایش تودههای بررسیشده را نباید به سادگی، جدایش از یک ماگمای بازالتی در پهنه فرورانش دانست. نمونه‌های گرانیتوییدی کنگره از دایک‌ها برداشت شدهاند و داده‌های فشارسنجی نیز ژرفای کمابیش اندکی در محدوده ماگماهای پوستهای را برای نمونه‌های امیرآباد قلعهلان پیشنهاد میکنند؛ اما پیدایش هورنبلند در این نمونه‌ها و مقدار Mg# نشانة ژرفای بیشتر ماگماست. ازاین‌رو، آلایش ماگمایی گوشتهای با مواد پوستهای، خاستگاه پذیرفتنیتری برای این نمونه‌ها به‌شمار می‌رود. بالابودن فراوانی عنصرهای Rb، Th، K و کمبودن مقدار عنصرهای Sr، P و Ti در این نمونه‌ها نیز با این نکته همخوانی دارد (Chappell and White, 1992; Harris et al., 1986). گرایش زمین‌شیمیایی این نمونه‌ها به گرانیتهای درونصفحهای (شکل‌های 11- C و 11- D) نیز به احتمال فراوان پیامد همین رویداد است (Maanijou et al., 2013). به باور Miller و همکاران (2003)، نمونه‌های با دمای بیش از C˚800 گرانیتوییدهای داغ نامیده می‌شوند. ازاین‌رو، پیدایش گرانیتوییدهای داغ به گرمای بالایی نیاز دارد، و این گرما در پی بالاآمدن ماگمای مافیک از راه شکستگیها فراهم می‌شود. میانگین دماهای بهدستآمده برای نمونه‌های بررسیشده نیز نزدیک به 700 درجه سانتیگراد است و ازاین‌رو، این نمونه‌ها نیز گرانیت‌هایی با دمای کمابیش بالا به شمار می‌روند. نکتهای که در اینباره باید به یاد داشت اینست که به باور برخی پژوهشگران، پس از فرورانش سازوکار زمین‌ساختی کششی در پشت کمان آتشفشانی منطقه قروه رخ داده است (Yajam et al., 2015) و این پدیده احتمال بالاآمدن ماگماهای گوشتهای به لایه‌های بالاتر را فراهم آورده است. این ماگماها چه‌بسا برای بازکردن راه خود مواد پوسته را هضم کرده و آلایش یافته‌اند. انباشت این ماگماها در زیر پوسته نیز دمای لازم برای ذوب مواد پوستهای و آلایش هرچه بیشتر مذاب را فراهم کرده است. ویژگی‌های زمین‌شیمیایی نمونه‌های بررسیشده و نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی نشان‌دهندة پهنه کمان آتشفشانی برای پیدایش این گرانیتوییدهاست که برپایه پیشینه زمینشناسی منطقه، به فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی وابسته است.
نتیجهگیری
تودههای آذرین درونی امیرآباد قلعهلان، کنگره، تقیآباد و بالوانه در جنوب‌باختری قروه و در بخش شمالی پهنه آذرین درونی- دگرگونی سنندج- سیرجان رخنمون دارند. این تودهها در میان عرض جغرافیایی شمالی o35 تا '08o35 و طول جغرافیایی خاوری '32o47 تا o48 جای گرفتهاند. بررسی‌های کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند این سنگ‌ها از نوع I و کالک‌آلکالن بوده و از سریهای ماگمایی توله‌ایتی و کالک‌آلکالن پر پتاسیم هستند. در این سنگ‌ها، ناهنجاری منفیNb ، P و Ti و غنیشدگی نسبی از LILE نشان‌دهندة خاستگاه زمین‌ساختی مرز فعال قارهای و پهنه فرورانش است. برپایه مقدار Mg# این نمونه‌ها، ماگمای سازنده این سنگ‌ها خاستگاه گوشتهای داشته و پیش از جایگیری دچار آغشتگی فراوانی با مواد پوسته شده است. داده‌های دمافشارسنجی نیز ژرفای 7 تا 10 کیلومتر را نشان می‌دهند و این نکته نشان می‌دهد این آلایش در مرحله‌های گوناگونِ جدایش ماگما و در مقدارهای گوناگونی روی داده است. این پدیده می‌تواند هنگام نازکشدگی پوسته منطقه قروه در پی پیدایش سازوکار زمین‌ساختی کششی در بخش‌های پشت کمان آتشفشانی و بالاآمدن ماگماهای گوشتهای رخ داده باشد.
)