نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران
2 استان تهران-شهر تهران- بزرگراه شهید چمران - خیابان اتابک - میدان شهید شهریاری - دانشگاه شهید بهشتی - دانشکده علوم زمین
3 دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایه زنجان، دانشکده علوم زمین
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The Hanar granitoids, geographically located 155 km south of Birjand in the east of Iran. Geologically, It belongs to the Lut block volcanic–plutonic belt and occurs near to the Lut block-Sistan suture zone border. The granitoid rocks consist of tonalite, granodiorite, quartz-diorite, diorite and microdiorite. The predominant textures are granular, porphyritic and myrmekitic. Geochemical evidence reveals that they are co-genetic and have features typical of calk-alkaline to high-K calk-alkaline, metaluminous with I-type nature. Enrichment in LILE (i.e. Cs, K, Rb, U and Th) rather than HFSE (eg., Nb, P, Zr and Ti), typical negative anomalies of Nb and Ti and LREE enrichment in comparison to HREE, are important characteristics indicating that these rocks were formed in a magmatic belt in a subduction zone. Positive anomalies of Pb and K demonstrate the involvement of continental crust in evolution of parental magma. Trace element ratios and adakitic discrimination diagrams point to the non adakitic nature of the magma. Tectonic discrimination diagrams show formation of these rocks in an immature continental arc setting with less than 45 Km crustal thickness in pre-plate collision event. Primitive magmas should have formed by low degree melting (less than 8%) of an eneriched mantle wedge peridotite (spinel lherzolite). During magma ascent, fractional crystallization and crustal contamination (AFC) took place simultaneously. Field observation and petrography studies support this hypothesis.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
منطقه بررسی‌شده در فاصله 155 کیلومتری جنوب بیرجند و در 33 کیلومتری جنوب معدن قلعه زری در موقعیت طولهای جغرافیایی خاوری ″40 '57 º58 تا ″00 '03 º59 و عرضهای جغرافیایی شمالی ″40 '26 º31 تا ″00 '30 º31، در نزدیکی مرز بلوک لوت با پهنه زمین‌درز سیستان جای گرفته است. بلوک لوت روند شمالی – جنوبی دارد و با گسل نهبندان در خاور، گسل درونه در شمال، گسل نایبند در باختر و گسل جازموریان در جنوب فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981) (شکل‌های 1- A و 1- B). برخی از پژوهشهای پیشین برپایة حضور توالی افیولیتی در مرز خاوری بلوک لوت با بلوک افغان و فعالیتهای ماگماتیسم دیده‌شده در بلوک افغان، فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر بلوک افغان را پیشنهاد کرده‌اند (Saccani et al., 2010)؛ اما برخی پژوهشهای دیگر برپایة حجم و پراکندگی زمانی و مکانی ولکانیسم و پلوتونیسم در بلوک لوت، فرورانش پوسته اقیانوسی به‌سوی باختر و به زیر بلوک لوت را پیشنهاد کرده‌اند (Eftekharnezhad, 1981). به‌تازگی، بررسی‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی روی برخی تودههای نفوذی در بلوک لوت، فرورانش دوسویه و نامتقارن پوستة اقیانوسی به زیر بلوک لوت و بلوک افغان با سرعتهای گوناگون را نشان داده‌اند (Arjmandzadeh et al., 2011a). ماگماتیسم خاور ایران بیشتر دربردارندة سنگ‌های آتشفشانی ائوسن – الیگوسن است که به‌صورت گدازه و سنگ‌های آذرآواری رخنمون دارند. بلوک لوت فعالیت گسترده ماگماتیسمی دارد که از زمان ژوراسیک آغاز شده و تا ترشیاری ادامه داشته و به اوج خود رسیده است (Pang et al., 2013). سنسنجیهای انجام‌شده روی بازالتهای آلکالن میوسن تا کواترنری منطقه لوت – سیستان نشان‌دهندة برخورد بلوک لوت با بلوک افغان در زمان کرتاسه پسین هستند (Pang et al., 2013). کانهزاییهای گوناگونی (مانند: نهشتههای Cu، Mo، Au، Cu-Au-Ag IOCG، رگههای Cu، مسیوسولفیدهای Cu-Au و نهشتههای اسکارنی Sn) هنگام رویداد فرایند ماگماتیسم در بلوک لوت پدید آمده‌اند (Malekzadeh, 2009). از میان تودههای نفوذی در خاور بلوک لوت، Esmaily و همکاران (2005) و Arjmandzadeh و همکاران (b2011) به‌ترتیب به بررسی زمین‌شیمیایی و سن‌سنجی گرانیت شاهکوه و گرانیتوییدهای چاهشلغمی در شمالخاوری و شمال گرانیتویید حنار پرداختهاند. همچنین، Arjmandzadeh و Santos (2014) گرانیتویید ده‌سلم در جنوب‌خاوری و Miri Beydokhti و همکاران (2015) گرانیتویید ماهور در جنوبباختری تودة نفوذی محدوده حنار را از دیدگاه زمین‌شیمیایی و سن‌سنجی بررسی کرده‌اند. جایگاه تودههای نفوذی یادشده و نیز سنهای به‌دست‌آمده برای آنها در شکل 1- B آورده شده‌اند. بررسی ماگماتیسم در محدوده بلوک لوت در کنار دیگر بررسی‌های رسوبشناسی، چینهشناسی، زمین‌ساختی و ... میتواند ابزاری برای شناسایی الگوی تکتونوماگمایی (زمین‌ساخت پیدایش ماگما) در این پهنة ساختاریِ ایران باشد. ازاین‌رو، بررسی زمین‌شیمیایی تودة نفوذی در محدوده حنار که بخش بررسی‌نشدة پلوتونیسم خاور بلوک لوت است، ضروری به‌نظر میرسد. همان‌گونه‌که در بالا نیز گفته شد، تا کنون بررسی‌های کمابیش گستردهای روی ماگماتیسم و الگوهای زمین‌ساختی احتمالی برای پیدایش ماگما در پهنه لوت انجام شده است؛ اما در این پژوهش، برای نخستین‌بار تودة نفوذی محدوده حنار معرفی شده و به بررسی سنگنگاری، زمینشیمی و جایگاه زمین‌ساختی آن پرداخته شده است.
شکل 1- A) موقعیت ساختاری بخش شمالی بلوک لوت (برگرفته از: Berberian و King (1981)، با اندکی تغییر)؛ B) جایگاه رخنمون تودة نفوذی محدوده حنار در بخش شمالی پهنة آتشفشانی-نفوذی بلوک لوت (برگرفته از: Arjmandzadeh و همکاران (b2011)، با تغییرات)
جایگاه زمینشناسی
از دیدگاه زمینشناسی، منطقه حنار در پهنة آتشفشانی نفوذی بلوک لوت جای گرفته است (شکل 1- B). در بلوک لوت سنگ‌های کهنتر از تریاس میانی دچار فاز کوهزایی سیمیرین پیشین شده‌اند. اگرچه فرایندهای ولکانیسم و پلوتونیسم از ژوراسیک میانی (سیمیرین میانی)، به‌ویژه در بخش‌های ده‌سلم و چهارفرسخ روی می‌داده‌اند (Aghanabati, 2004)، اما بخش بزرگی از بلوک لوت با سنگ‌های آتشفشانی ترشیاری (که اوج آن در ائوسن بوده است) فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981). در نقشه زمینشناسی این محدوده، تونالیت (To)، گرانودیوریت (Gd)، کوارتزدیوریت (Q-Di)، دیوریت (Di) و میکرودیوریت (Micro-Di) به سن ائوسن تا الیگوسن از سنگ‌های آذرین درونی هستند. بازالت (Ba)، بازالت آندزیتی (AB)، آندزیت (An) و آذرآواری (Py) به سن ائوسن-الیگوسن نیز از سنگ‌های آذرین بیرونی هستند. تنها واحد رسوبی در این محدوده، آبرفتهای کهن و جدید (Q) به سن کواترنر هستند. همچنین، در این نقشه، جایگاه نقطه‌های نمونهبرداریشده آورده شده است (شکل 2).
شکل2- نقشه زمینشناسی و جایگاه نقطه‌های نمونهبرداریشده در محدوده تودة نفوذی حنار (جنوب بیرجند)
ویژگی‌ها و یافته‌های صحرایی
در محدوده حنار سنگ‌های آذرین درونی به‌صورت استوک درون واحدهای آتشفشانی با ترکیب آندزیت، بازالت، بازالت آندزیتی و سنگ‌های آذرآواریِ هم‌ارز آنها نفوذ کرده‌اند؛ اما دگرگونی همبری چندانی را در آنها پدید نیاوردهاند (شکل‌های 3- A و 3- B). تونالیت، گرانودیوریت، دیوریت، کوارتزدیوریت و میکرودیوریت از سنگ‌های آذرین درونی گوناگونی هستند که در برونزدهای مجاور نیز (بیشتر به‌صورت مرتفع و صخرهای) دیده می‌شوند. مرز میان رخنمونهای تودة آذرین درونی را سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری پوشانده‌اند. در اینجا، در تودة آذرین درونی، بخش‌های بازیکتر در کناره‌های توده و بخش‌های فلسیکتر در بخش‌های میانی توده رخنمون دارند. واحد میکرودیوریت نیز بیرونیترین بخش تودة نفوذی است و محل سردشدگی کمابیش پرشتابتر ماگما در همبری با سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری دربرگیرنده را نشان می‌دهد. در این سنگ‌های آذرین درونی، دگرسانیِ کمی دیده می‌شود. انکلاوهای مافیک، با اندازه کمتر از 5 تا بیشتر از 20 سانتیمتر، درون سنگ‌های آذرین درونی دیده می‌شوند (شکل 3- C).
شکل 3- A، B) نمای کلی از گرانیتوییدهای منطقه حنار که در میان واحدهای آتشفشانی منطقه نفوذ کرده است (در شکل A نگاه رو به جنوب‌خاوری و در شکل B نگاه رو به شمالباختری است)؛ C) انکلاوهای مافیک درون سنگ‌های گرانیتوییدی
روش انجام پژوهش
پس از بررسی‌های کتابخانهای و بررسی بررسی‌های پیشین در محدوده حنار و شناسایی مسیرهای پیمایش، نزدیک به 15 روز بررسی میدانی انجام شد. در کل، شمار 96 نمونه از همه واحدهای نفوذی و آتشفشانی برداشت شد. برپایة گسترش و میزان اهمیت واحدهای سنگ‌شناسی گوناگون در منطقه، از مجموعه نمونههای یادشده، شمار 60 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شد. برپایة تنوع سنگی دیده‌شده در بررسی‌های میدانی و نیز بررسی‌های سنگنگاری، از نمونههای با کمترین دگرسانی، عنصرهای اصلی در 12 نمونه از سنگ‌های آذرین درونی، به‌روش XRF و با دستگاه مدل PW 2404 (ساخت شرکت Philips) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شدند. عنصرهای کمیاب این نمونهها با دستگاه Agilent series 4500 (ساخت شرکت Agilent) در شرکت زرآزمای تهران تجزیه شدند. دقت تجزیه برای عنصرهای اصلی نزدیک به 5± درصد و برای عنصرهای کمیاب برای غلظتهای بالای ppm100 برابر 5± و برای غلظتهای کمتر از ppm100، ±10 درصد است. برای رسم نمودارهای زمین‌شیمیایی نیز نرمافزارهای GCDkit 4.00 و نیز CorelDRAW X7 (64 Bit) به‌کار برده شدند.
سنگنگاری
تونالیت: این سنگها بیشتر بافت گرانولار و پورفیری دارند. همچنین، بافت پوییکیلیتیک نیز در آنها دیده می‌شود. کوارتز (با فراوانی نزدیک به 30 تا 35 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز با ترکیب آلبیت تا الیگوکلاز (برپایة روش پیشنهادیِ Wright (1951)، با فراوانی نزدیک به 35 درصدحجمی) و آمفیبول با ترکیب هورنبلند (با فراوانی حجمی حدود 20 درصد) از کانی‌های اصلی آن هستند. افزون‌بر کانی‌های یادشده، کانی‌های کدر در این سنگها با ترکیب مگنتیت و تیتانومگنتیت، بیوتیت و زیرکن نیز به‌صورت فرعی (در کل، با فراوانی نزدیک به 10 تا 15 درصدحجمی) دیده می‌شوند (شکل 4- A). دگرسانی در این سنگها تا اندازه‌ای دیده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که بلورهای پلاژیوکلاز سوسوریتی شده‌اند و در پی دگرسانی، در سطح بلورهای آمفیبول و بیوتیت کانی‌های ثانویه کدر و کلریت پدید آمده است.
گرانودیوریت: این سنگها بیشتر بافت گرانولار دارند. همچنین، بافت‌های پوییکیلیتیک، راپاکیوی و میرمیکیتی (شکل 4- B) نیز به‌صورت محدود در آنها دیده می‌شود. کوارتز (با فراوانی نزدیک به 20 تا 25 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین و تا اندازه‌ای سوسوریتی‌شده (با فراوانی نزدیک به 40 درصدحجمی)، آمفیبول با ترکیب هورنبلند (با فراوانی نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی) و کمابیش دگرسان‌شده به بیوتیت، کلریت و کانی‌های کدر (شکل‌های 4- C و 4- D) از کانی‌های اصلی در این سنگها هستند. افزون‌بر کانی‌های یادشده، کانی‌های آلکالیفلدسپار با ترکیب ارتوز و میکروکلین، کانی‌های کدر با ترکیب مگنتیت و تیتانومگنتیت، بیوتیت، کلینوپیروکسن با ترکیب اوژیت و دیوپسید نیز به‌صورت کانی فرعی (مجموعأ با فراوانی نزدیک به 20 درصدحجمی) در این سنگها دیده می‌شوند.
دیوریت و کوارتزدیوریت: در کل، تنها تفاوت مهم سنگ‌های دیوریتی با سنگ‌های کوارتزدیوریتی در این ناحیه، در میزان کوارتز آنهاست؛ به‌گونه‌ای‌که در سنگ‌های کوارتزدیوریتی فراوانی کانی کوارتز برابربا 5 تا 10 درصدحجمی و در سنگ‌های دیوریتی برابربا 0 تا 5 درصدحجمی است (شکل 4- E). این سنگها بیشتر بافت گرانولار دارند. افزون‌بر این، بافت‌های پوییکیلیتیک (شکل 4- F) و میرمکیتی در برخی مقطع‌ها آشکارا دیده می‌شوند. پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (با فراوانی نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی) و آمفیبول (بلورهای هورنبلند به رنگ سبز روشن تا سبز تیره، با فراوانی نزدیک به 15 تا 25 درصدحجمی) از کانی‌های اصلی در این سنگها هستند. کانی‌های کوارتز، کانی‌های کدر با ترکیب مگنتیت و تیتانومگنتیت، بیوتیت، کلینوپیروکسن با ترکیب اوژیت و دیوپسید و آلکالیفلدسپار با ترکیب میکروکلین را نیز به‌صورت کانی فرعی (در کل با فراوانی نزدیک به 20 درصدحجمی) در این سنگها دیده می‌شوند. این سنگها دگرسانی بیشتری نسبت به سنگ‌های فلسیکتر در این محدوده دارند و در آنها بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر سوسوریتی شده‌اند و در پی دگرسانی، کانی‌های آمفیبول و بیوتیت در سطح بلورهای کلینوپیروکسن و کانی‌های کلریت و کدر در سطح بلورهای آمفیبول پدید آمده‌اند.
شکل 4- A) نمای میکروسکوپی از کانی‌های اصلی و فرعی در سنگ‌های تونالیتی؛ B) بافت میرمکیتی در سنگ‌های گرانودیوریتی؛ C، D) دگرسانی بلورهای هورنبلند به مجموعهای از کانی‌های ثانویه (کلریت+ بیوتیت+ کانی‌های کدر) در سنگ‌های گرانودیوریتی؛ F) نمای میکروسکوپی از کانی‌های اصلی و فرعی در سنگ‌های کوارتزدیوریتی؛ F) دربرگیری کانی‌های فرومنیزین با بلورهای پلاژیوکلاز و پیدایش بافت پوییکیلیتیک در سنگ‌های دیوریتی؛ G) بافت پورفیری در سنگ‌های میکرودیوریت؛ H) خوردگی کناره‌های بلور و همچنین، بافت غربالی در بلورهای کلینوپیروکسن در سنگ‌های میکرودیوریت (نام اختصاری کانیها برگرفته از: Kretz (1983): Qtz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Afs: آلکالیفلدسپار؛ Am: آمفیبول؛ Bt: بیوتیت؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Chl: کلریت؛ Op: کدر) (تصویرها در حالت PPL هستند)
میکرودیوریت: این سنگها بیشتر بافت میکروگرانولار و پورفیری دارند (شکل 4- G)؛ افزون‌براین، بافت‌های میرمکیتی، پوییکیلیتیک و غربالی (شکل 4- H) را نیز به نمایش میگذارند. در این سنگها، فنوکریستها بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (با فراوانی نزدیک به 70 درصدحجمی از مجموع کل بلورهای فنوکریست)، آمفیبول با ترکیب هورنبلند به رنگ سبز روشن (با فراوانی نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی از مجموع بلورهای فنوکریست) و کلینوپیروکسن با ترکیب اوژیت و دیوپسید (با فراوانی نزدیک به 10 تا 15 درصدحجمی از مجموع بلورهای فنوکریست) هستند. نزدیک به 50 درصد حجم این سنگها را نیز زمینه، به‌صورت ریزبلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت، کوارتز و کانی‌های کدر، در برگرفته است. درون زمینه، کانی‌های گوناگون پدیدآمده از دگرسانی (مانند: کلریت، بیوتیت، کلسیت، اپیدوت و کانی‌های کدر ثانویه) به‌فراوانی دیده می‌شوند. دگرسانی‌های گوناگون دیده‌شده در این دسته از سنگها همانند دگرسانی‌های یادشده در سنگ‌های دیوریتی و کوارتزدیوریتی هستند.
زمینشیمی
داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی نادر سنگ کل شمار 12 نمونه برداشت‌شده از تودة آذرین درونیِ منطقة حنار در جدول 1 آورده شده‌اند. برای نامگذاری سنگها از نمودار Cox و همکاران (1979) استفاده شده است که در آن از مجموع SiO2 دربرابر عنصرهای آلکالن در ردهبندی شیمیایی سنگ بهره گرفته شده است. در این نمودار نمونههای بررسی‌شده در محدودههای گرانیت (نمونه با سنگنگاری تونالیت)، گرانودیوریت (کوارتزدیوریت) و دیوریت جای گرفته‌اند. این یافته‌ها با داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی سنگنگاری همخوانی دارند (شکل 5- A). برای بررسی سرشت ماگمایی، نمودارهای پیشنهادیِ Hasti و همکاران (2007) به‌کار برده شده‌اند که در آنها نمونهها در گسترة سری کالکآلکالن، کالکآلکالن با پتاسیم بالا و شوشونیتی جای میگیرند (شکل 5- B). همچنین، نمودار سیلیس دربرابر K2O نیز برای جدایش گسترة کالکآلکالنِ پتاسیم بالا از گسترة شوشونیتی به‌کار برده شده است. در این نمودار، نمونههای برداشت شده از گرانیتوییدهای منطقه حنار در محدوده کالکآلکالن و کالکآلکالنِ پتاسیم بالا جای گرفته‌اند. جای‌گرفتن تنها نمونة تونالیتی (HZ297) در محدودة توله‌ایتی نمودار یادشده پیامد سرشت سدیک سنگ‌های تونالیتی و میزان پایین پتاسیم در آنهاست (شکل 5- C).
برپایة نمودار A/CNK= Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) دربرابر A/NK= Al2O3/(Na2O+K2O، همه نمونهها در محدوده متاآلومین جای گرفته‌اند (Shand,1943) (شکل 5- D) و این از ویژگی‌های گرانیتوییدهای نوع I است (Chappell and White, 1992).
Chappell و White (1992) اکسیدهای Na2O دربرابر K2O را برای جدایش انواع گرانیتهای نوع S و I به‌کار بردهاند. همه نمونههای بررسی‌شده در این نمودار در محدوده گرانیتوییدهای نوع I جای گرفته‌اند (شکل 5- E). همان‌گونه‌که در جدول 1 دیده می‌شود، با افزایش میزان SiO2 که شاخص جدایش بلوری در نمونههای بررسی‌شده است، میزان P2O5 کاهش مییابد و این ویژگی شاخص گرانیتوییدهای نوع I (برخلاف گرانیتوییدهای نوع S) است (Eastoe, 1978; Mason and McDonald, 1978; Dilles, 1987; Estoe and Eadington, 1986).
افزون‌براین، مقدار کمابیش کم Rb/Sr (با مقدار میانگین 24/0) نشان‌دهندة جای‌گرفتن این سنگها در رده گرانیتوییدهای نوع I است (Chappell, 1999).
جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه سنگ‌های گرانیتوییدی منطقه حنار (خاور بلوک لوت) (اکسید عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی و با روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب برپایة ppm و با روش ICP-MS اندازهگیری شده‌اند؛ آهن به‌صورت آهن کل است؛ LOI نشان‌دهندة میزان مواد فرار برپایة درصدوزنی است) (Di: دیوریت؛ Qd: کوارتز دیوریت؛ Gd: گرانودیوریت؛ To: تونالیت)
|
Sample No. |
HZ-263 |
HZ-264 |
HZ-330 |
HZ-277 |
HZ-290 |
HZ-293 |
HZ-331 |
HZ-322 |
HZ-265 |
HZ-289 |
HZ-334 |
HZ-297 |
|
Petrography |
Di |
Di |
Di |
Di |
Di |
Di |
Di |
Di-Qd |
Qd-Gd |
Qd-Gd |
Qd-Gd |
To |
|
SiO2 |
55.45 |
60.62 |
61.55 |
59.35 |
61.43 |
58.31 |
61.39 |
62.40 |
68.20 |
64.28 |
64.27 |
70.70 |
|
TiO2 |
1.07 |
0.91 |
0.91 |
0.88 |
1.11 |
1.16 |
0.96 |
0.93 |
0.60 |
0.79 |
0.84 |
0.47 |
|
Al2O3 |
17.18 |
16.3 |
16.08 |
16.76 |
17.22 |
17.39 |
17.11 |
16.34 |
14.64 |
15.27 |
15.44 |
14.05 |
|
Fe2O3t |
8.01 |
5.65 |
6.00 |
6.41 |
5.66 |
7.05 |
6.37 |
5.99 |
4.80 |
5.33 |
5.34 |
1.36 |
|
MnO |
0.18 |
0.09 |
0.12 |
0.11 |
0.07 |
0.14 |
0.13 |
0.08 |
0.04 |
0.07 |
0.07 |
0.03 |
|
MgO |
4.11 |
3.15 |
2.73 |
3.03 |
2.21 |
3.20 |
3.05 |
2.80 |
1.85 |
2.20 |
2.38 |
1.02 |
|
CaO |
7.37 |
5.61 |
5.7 |
5.98 |
7.94 |
6.10 |
5.96 |
4.99 |
3.41 |
4.48 |
4.67 |
5.17 |
|
Na2O |
3.53 |
3.56 |
2.97 |
3.29 |
3.14 |
3.76 |
3.37 |
3.21 |
3.15 |
3.21 |
3.45 |
5.32 |
|
K2O |
1.14 |
3.00 |
1.96 |
2.19 |
2.54 |
2.06 |
2.64 |
2.61 |
3.53 |
3.39 |
2.95 |
0.53 |
|
P2O5 |
0.14 |
0.12 |
0.14 |
0.14 |
0.15 |
0.18 |
0.14 |
0.14 |
0.12 |
0.12 |
0.14 |
0.10 |
|
LOI |
2.60 |
1.95 |
2.04 |
2.36 |
2.05 |
2.52 |
1.84 |
2.95 |
1.87 |
1.95 |
2.12 |
1.25 |
|
Total |
98.25 |
99.11 |
98.24 |
98.22 |
101.55 |
99.42 |
101.2 |
99.76 |
100.45 |
99.25 |
99.65 |
98.85 |
|
Ba |
257 |
379 |
318 |
343 |
353 |
274 |
398 |
366 |
491 |
440 |
475 |
266 |
|
Be |
7.9 |
5 |
4.7 |
5.1 |
4.9 |
6.1 |
4.8 |
4.1 |
1.4 |
3.1 |
3.1 |
<0.2 |
|
Co |
56.2 |
13.9 |
15.9 |
32.9 |
13.1 |
20.6 |
35.6 |
47 |
11.1 |
13.5 |
11.6 |
3.2 |
|
Cs |
2.2 |
1 |
2 |
1.8 |
5.1 |
1.9 |
2.2 |
1.6 |
5.5 |
2.6 |
3 |
0.5 |
|
Hf |
0.5 |
0.5 |
1.25 |
0.93 |
0.5 |
3.04 |
1.16 |
0.79 |
0.5 |
0.51 |
0.77 |
0.7 |
|
Nb |
6.6 |
6.7 |
8.2 |
6.3 |
7.7 |
7.6 |
7.6 |
7.9 |
8 |
8.4 |
8.2 |
9.3 |
|
Rb |
33 |
81 |
54 |
67 |
44 |
58 |
83 |
70 |
111 |
111 |
80 |
7 |
|
Sr |
421.7 |
323.2 |
257.7 |
306.3 |
262.6 |
358.4 |
272.1 |
258.5 |
201.9 |
261.5 |
296.1 |
374.6 |
|
Ta |
1.23 |
0.72 |
0.87 |
0.81 |
0.72 |
0.71 |
1.09 |
1.28 |
0.82 |
0.83 |
0.77 |
0.89 |
|
Th |
4.97 |
6.77 |
8.05 |
5.45 |
5.98 |
5.99 |
7.01 |
7.92 |
6.76 |
10.57 |
9.15 |
14.13 |
|
V |
211 |
156 |
144 |
150 |
143 |
174 |
145 |
134 |
90 |
112 |
116 |
60 |
|
Pb |
13 |
9 |
14 |
12 |
5 |
10 |
8 |
14 |
8 |
6 |
10 |
<1 |
|
Zr |
18 |
17 |
38 |
31 |
12 |
118 |
36 |
25 |
13 |
17 |
25 |
19 |
|
Y |
21.6 |
24.5 |
23.1 |
20.4 |
20.7 |
22.9 |
21.5 |
21.7 |
18.9 |
21.6 |
20.9 |
19.6 |
|
La |
17 |
11 |
18 |
14 |
17 |
15 |
16 |
19 |
13 |
22 |
14 |
25 |
|
Ce |
41 |
23 |
43 |
31 |
37 |
37 |
40 |
43 |
31 |
52 |
33 |
57 |
|
Pr |
3.6 |
2.37 |
4.12 |
3.21 |
3.59 |
3.65 |
3.76 |
4.14 |
2.84 |
4.63 |
2.93 |
5.09 |
|
Sm |
3.62 |
3.53 |
4.14 |
3.39 |
3.75 |
3.93 |
3.89 |
3.97 |
3.32 |
4.14 |
3.45 |
3.9 |
|
Eu |
0.87 |
0.86 |
0.94 |
0.87 |
0.99 |
1.08 |
0.97 |
0.95 |
0.8 |
0.91 |
0.93 |
0.94 |
|
Gd |
3.14 |
3.08 |
3.54 |
2.88 |
3.07 |
3.28 |
3.35 |
3.4 |
2.79 |
3.34 |
2.94 |
3.24 |
|
Tb |
0.62 |
0.66 |
0.69 |
0.55 |
0.61 |
0.66 |
0.64 |
0.64 |
0.56 |
0.63 |
0.57 |
0.59 |
|
Dy |
3.9 |
3.97 |
4.17 |
3.47 |
3.76 |
4.13 |
3.87 |
3.87 |
3.42 |
3.91 |
3.48 |
3.59 |
|
Er |
2.39 |
2.57 |
2.51 |
2.16 |
2.35 |
2.58 |
2.35 |
2.34 |
2 |
2.45 |
2.17 |
2.31 |
|
Tm |
0.34 |
0.36 |
0.35 |
0.31 |
0.33 |
0.39 |
0.35 |
0.32 |
0.29 |
0.34 |
0.33 |
0.34 |
|
Yb |
2.6 |
2.7 |
2.5 |
2.2 |
2.2 |
2.8 |
2.4 |
2.3 |
1.8 |
2.3 |
2.2 |
1.9 |
|
Lu |
0.29 |
0.31 |
0.29 |
0.27 |
0.26 |
0.34 |
0.28 |
0.27 |
0.23 |
0.29 |
0.27 |
0.28 |
|
K2O/Na2O |
0.32 |
0.84 |
0.66 |
0.67 |
0.81 |
0.55 |
0.78 |
0.81 |
1.12 |
1.06 |
0.86 |
0.1 |
|
Mg# |
44.59 |
48.79 |
41.66 |
43.93 |
40.35 |
42.72 |
45.21 |
44.78 |
40.59 |
41.78 |
44.11 |
55.67 |
|
La/Yb |
6.54 |
4.07 |
7.2 |
6.36 |
7.73 |
5.36 |
6.67 |
8.26 |
7.22 |
9.57 |
6.36 |
13.16 |
|
Sr/Y |
12.11 |
13.19 |
11.16 |
15.01 |
12.69 |
15.65 |
12.66 |
11.91 |
10.68 |
12.11 |
14.17 |
19.11 |
|
Zr/Sm |
4.97 |
4.82 |
9.18 |
9.14 |
3.2 |
30.03 |
9.25 |
6.3 |
3.92 |
4.11 |
7.25 |
4.87 |
|
La N/YbN |
4.41 |
2.75 |
4.85 |
4.29 |
5.12 |
3.61 |
4.49 |
5.57 |
4.87 |
6.45 |
4.29 |
8.87 |
|
Rb/Sr |
0.08 |
0.25 |
0.21 |
0.22 |
0.17 |
0.16 |
0.31 |
0.27 |
0.55 |
0.42 |
0.27 |
0.02 |
|
Gd N/YbN |
0.97 |
0.92 |
1.14 |
1.06 |
1.13 |
0.94 |
1.13 |
1.19 |
1.25 |
1.17 |
1.08 |
1.38 |
|
Rb N/YN |
10.49 |
23.71 |
16.74 |
23.55 |
15.23 |
18.16 |
27.63 |
23.11 |
42.12 |
36.8 |
27.45 |
2.56 |
|
Ce N/YbN |
4.08 |
2.2 |
4.45 |
3.64 |
4.35 |
3.42 |
4.31 |
4.84 |
4.45 |
5.85 |
3.88 |
7.76 |
|
Eu/Eu* |
0.79 |
0.8 |
0.75 |
0.85 |
0.89 |
0.92 |
0.82 |
0.79 |
0.8 |
0.75 |
0.89 |
0.81 |
شکل 5- گرانیتوییدهای منطقة حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار ردهبندی شیمیایی برپایة SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Cox et al., 1979)؛ B، C) نمودارهای Co دربرابر Th (Hasti et al., 2007) و SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) برای شناسایی سری ماگمایی؛ D) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943) برای ارزیابی وضعیت اشباع‌شدگی از آلومین؛ E) نمودار K2O دربرابر Na2O برای شناسایی گرانیتهای نوع S از I (Chappell and white, 1992) (در شکل 5- A، نشانههای به‌کاررفته برای نمایش طیف سنگی در تودة آذرین درونی محدوده حنار آورده شده‌اند. این نشانهها در نمودارهای بعدی نیز به‌صورت یکسان به‌کار رفتهاند)
همان‌گونه‌که در نمودارهای SiO2 دربرابر تغییرات عنصرهای اصلی (شکل 6) دیده می‌شود، این تغییرات همپوشانی و پیوستگی ویژه‌ای در روند نمونههای تونالیتی تا دیوریتی نشان می‌دهند که نشان‌دهندة وابستگی ژنتیکی میان آنهاست. روند کاهشی در اکسیدهای Al2O3، Fe2O3t، MnO، MgO، CaO، P2O5 و TiO2 و روند افزایشی در اکسید K2O به‌خوبی دیده می‌شود.
روند کاهشی در اکسیدهای Fe2O3t، MnO، MgO، CaO، P2O5 و TiO2 پیامد افزوده‌شدن این اکسیدها به کانی‌های فرومنیزین (مانند: پیروکسن، آمفیبول و اکسیدهای آهن- تیتانیم) است. همچنین، روند کاهشی در Al2O3 پیامد شرکت این عنصر در پلاژیوکلازهای کلسیک در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمایی و کاهش آن پیامد پیشرفت فرایند تبلوربخشی است.
شکل 6- نمودارهای تغییرات اکسیدهای عنصرهای اصلی دربرابر SiO2(برپایة درصدوزنی) (Harker, 1909) برای نمونههای برداشت‌شده از منطقه حنار (جنوب بیرجند)
همبستگی مثبت SiO2 و K2O پیامد ناسازگاری این عنصر در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمایی و افزایش مقدار آن در ماگما پیامد پیشرفت فرایند جدایش بلورین است. Na2O دربرابر SiO2روند افزایشی و یا کاهشی ویژه‌ای را نشان نمیدهد و چه‌بسا این پدیده در پی تجزیة فلدسپارها و جایگزینی کانی‌های رسی به‌جای آنها و یا آلایش ماگمایی با مواد پوستهای روی داده باشد (Zorpi et al., 1991). حالت همپوشانی و پیوستگی در روند عنصرهای فرعی دربرابر SiO2 را نیز برای نمونههای بررسی‌شده در شکل 7 دیده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که میان SiO2 و عنصرهای V و Sr همبستگی منفی و میان SiO2 و عنصرهای Ba، Rb، U و Th همبستگی مثبت دیده می‌شود. همبستگی منفی V پیامد جدایش و شرکت این عنصر در ساختار کانی پیروکسن در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمایی است. افزون‌براین، Wilson (1989) کاهش V با افزایش میزان SiO2 را پیامد جدایش بلورین زودهنگام اکسیدهای آهن و تیتانیم دانسته است. Giniber و Worner (2007) کاهش میزان Sr را پیامد سازگاری این عنصر در بلورهای پلاژیوکلاز کلسیک تبلوریافته در مرحله‌های نخستین تبلور ماگما میداند. شیب مثبت در روند عنصرهای Ba، Rb، U و Th نیز میتواند به جایگیری این عنصرها در ساختار آلکالیفلدسپار، بیوتیت و هورنبلند در مرحله‌های پایانی تبلور ماگما باشد (Rollinson, 1993).
شکل 6- نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب دربرابر SiO2 (برپایة ppm) (Harker, 1909) برای نمونههای برداشت‌شده از منطقه حنار (جنوب بیرجند)
در شکل 8- A، ترکیب نمونههای گرانیتوییدی محدوده حنار در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه آورده شده است. در این نمودار، عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، P، Zr و Ti آنومالی منفی دارند؛ اما دربرابر آنها، عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: Cs، K، U و Th) آنومالی مثبت نشان می‌دهند. نسبت RbN/YNشاخصی برای غنیشدگی از LILE دربرابر HFSE است و مقدار آن در نمونههای بررسی‌شده بالا و برابر 65/2 تا 14/42 (با مقدار میانگین: 33/22) است. غنیشدگی از LILE دربرابر HFSE از نشانههای ماگماهای وابسته به پهنه‌های فرورانشی (مانند: کمانهای آتشفشانی با سرشت کالکآلکالن در مرزهای فعال قاره‌ای) است (Gill, 1981؛ Pearce, 1983؛ Willson, 1989؛ Rollinson, 1993؛ Walker, 2001). آنومالی مثبت K و Pb و آنومالی منفی Nb در الگوی عنصرهای کمیاب چه‌بسا نشان‌دهندة درگیر‌شدن ماگمای اولیه با سنگ‌های پوستهای (Hofmann, 1997؛ Taylor and Mclennan, 1985) و همچنین، تهی‌شدگی از Nb چه‌بسا پیامد پیدایش ماگمای مادر از ذوببخشی یک گوشته غنیشده نیز باشد (Kurt et al., 2008). در این نمودار، برخلاف نمونههای دیگر، تنها نمونة HZ-297 غنیشدگی کمتری از K و Rb نشان می‌دهد. این پدیده چه‌بسا در پی آلودگی پوستهای کمتر دربارة این نمونه در مقایشه با دیگر نمونهها باشد. میزان Pb بسیار کم در این نمونه (جدول 1) نیز درستی این نکته را نشان می‌دهد.
کاهیدگی نسبی در Ti، حضور کانی‌های Ti دار در مواد بجا‌مانده پس از ذوب (Martin, 1994) و یا جدایش بلورین آپاتیت از ماگما را نشان دهد (Pearce and Parkinson, 1993). آنومالی منفی P نیز پیامد تبلور کانی آپاتیت در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمای مادر سنگ‌های گرانیتوییدی این منطقه شمرده می‌شود. افزون‌براین، میزان کم Ti در این سنگها چه‌بسا در پی تهی‌شدگی سنگ خاستگاه ماگمای اولیه از این ترکیب‌ها روی داده باشد (Woodheed et al., 1993؛ Gust et al., 1997). تفاوت نسبی رفتار Rb و Ba در میزان غنیشدگی و پیدایش آنومالی مثبت نسبت به دیگر عنصرهای LILE شاید پیامد سیال‌هایی باشد که از رسوب‌های همراه با اسلب فرورو جدا شده و بر گوشته بالای پهنه فرورانش (سنگ خاستگاه مذاب اولیه) اثر گذاشته‌اند (Borget et al., 1997; Leat et al., 2003).
در شکل 8- B، ترکیب نمونههای گرانیتوییدی محدوده حنار روی نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت آورده شده است. غنیشدگی از عنصرهای خاکی نادر سبک دربرابر الگوی مسطح عنصرهای خاکی نادر متوسط و سنگین در همة نمونهها، الگوی شیبدار با شیب منفی را پدید آورده است. این ویژگی از ویژگی‌های سنگ‌های پدیدآمده در کمانهای آتشفشانی با سرشت کالکآلکالن در مرزهای فعال قاره‌ای است (Gill, 1981; Pearce, 1983; Wilson, 1989; Walker et al., 2001; Machado et al., 2005). الگوی شیبدار یادشده چه‌بسا در پی درجة کم ذوببخشی، جدایش کانی‌های دارندة عنصرهای خاکی نادر سنگین نسبت به عنصرهای خاکی نادر سبک در مرحله‌های نخسین تبلور ماگما (Rollinson, 1993)، داشتن کانی‌های گارنت، اسپینل و یا آمفیبول (هورنبلند) در سنگ خاستگاه و یا آلایش ماگما با مواد پوستهای باشد (Almeide et al., 2007). با وجود این، میزان نسبت LaN/YbN شاخصی برای جدایش عنصرهای خاکی نادر نسبت به هم و برابربا 75/2 تا 87/8 است. این نسبت در گرانیتوییدهای محدوده حنار نسبت به ماگماهای پدیدآمده با بلورهای گارنت بجا‌مانده در محل ذوب (LaN/YbN>20) سازگار نیست؛ اما گویای بجا‌ماندن اسپینل و یا آمفیبول به‌صورت فاز یا فازهای بجا‌مانده در سنگ خاستگاه است (Martin, 1987). گفتنی است که حضور آمفیبول (هورنبلند) تنها در فشارهای کم امکان‌پذیر است و در صورت خاستگاه‌گرفتن ماگمای مادر از پریدوتیتهای گوشته‌ای، حضور این کانی به‌صورت بجا‌مانده ممکن نیست (Arjmandzadeh and Santos, 2014).
موازی‌بودن روند همه نمونههای محدوده بررسی‌شده نشان‌دهندة همانندیِ خاستگاه آنهاست. آنومالی منفی Eu (نسبت Eu/Eu*برابربا 67/0 تا 89/0 است) چه‌بسا پیامد جدایش اولیه کانی پلاژیوکلاز هنگام فرایند جدایش بلورین، در شرایط احیاء (fO2 کم) از ماگمای مادر باشد (Henderson, 1984; Hezarkhani, 2005). همچنین، میزان کم Sr در نمونههای بررسی‌شده (با مقدار میانگین: ppm285) جدایش کانی پلاژیوکلاز در مرحله‌های نخستین جدایش بلورینِ ماگما را نشان می‌دهد (Arjmandzadeh et al., 2011b).
شکل 8- نمونههای گرانیتوییدی منطقة حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)
پهنة زمین‌ساختی
در نمودارهای Pearce و همکاران (1984) برای شناسایی موقعیت زمین‌ساختی پیدایش گرانیتوییدهای گوناگون، نمونههای بررسی‌شده در محدوده کمربندهای آتشفشانی پهنه‌های فرورانشی جای گرفته‌اند (شکل‌های 9- A و 9- B). ضریب جدایش Th و Nb در بلور و مذاب همانند هم است (Leat et al., 2004). Th در پهنه‌های فرورانش به ماگما افزوده می‌شود؛ اما مقدار Nb در ماگما کاهش مییابد. در نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (شکل 9- C)، Yb فاکتور بهنجارکننده برای Nb و Th شمرده می‌شود. این نمودار برای شناسایی محیط زمین‌ساختی پیدایش نمونههای بررسی‌شده به‌کار برده شد. برپایة جایگاه و نیز شیب مثبت جای‌گرفتن نمونههای محدوده حنار در این نمودار نشان می‌دهد ماگمای مادر آنها چه‌بسا دچار محلولهای آزادشده از سنگ‌کرة فرورو و یا آلودگی پوستهای شده است (شکل 9- C). نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 9- D) برای ارزیابی سری ماگمایی، نوع کمان آتشفشانی و نیز شناخت سرشت گوشتهی درگیر در ذوب به‌کار برده می‌شود. جایگاه نمونههای بررسی‌شده در این نمودار نشان‌دهندة سری ماگمایی کالکآلکالن تا شوشونیتی، محیط کمان قاره‌ای و خاستگاه گوشته غنیشده همراه با تأثیر سیال‌های پهنه فرورانش است (شکل 9- D).
شکل 9- شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش گرانیتوییدهای محدوده حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار نمودار Y دربرابر Nb (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Leat et al., 2004)؛ D) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983)
در نمودارهای Schandl و Gorton (2002) که در آنها عنصرهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb و نیز Yb دربرابر Th/Ta برای شناسایی محیطهای زمین‌ساختی گوناگون به‌کار می‌روند، همه نمونههای بررسی‌شده در محدوده مرزهای فعال قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل‌های 10- A و 10- B).
شکل 10- گرانیتوییدهای محدوده حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Schandl and Gorton, 2002)؛ B) نمودار Yb دربرابر Th/Ta (Schandl and Gorton, 2002)
Brown و همکاران (1984) با به‌کارگیری نمودار Nb دربرابر Rb/Zr، میزان بلوغ کمانهای آتشفشانی را به‌دست آوردهاند. همان‌گونه‌که در شکل 11- A دیده می‌شود، نمونههای گرانیتوییدی محدوده حنار در محدوده کمانهای مرز قاره‌ای نابالغ جای گرفته‌اند.
نمودار R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) دربرابر R2=6Ca+2Mg+Al نشان‌دهندة ویژگی‌های سنگ‌های محدوده کمانهای آتشفشانی پیش از برخورد برای همه نمونههای بررسی‌شده است (شکل 11- B).
نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm نیز ستبرای کمتر از 45 کیلومتریِ پوسته قاره‌ای در محل پیدایش گرانیتوییدهای محدوده حنار (پوسته قاره‌ای با ستبرای کم) و نیز گوشته کمابیش غنیشده در محل خاستگاه ماگمای مادر آنها را نشان می‌دهد (شکل 11- C).
بحث
میزان LaN/YbN برای نمونههای بررسی‌شده برابربا 75/2 تا 87/8 است. این تغییراتِ اندک نشان‌دهندة جدایش آنها از ماگمای مادر یکسانی است. جای‌گرفتن نمونههای بررسی‌شده در نمودار La/Yb دربرابر La نشان‌دهندة نقش فرایند جدایش بلورین در پیدایش این سنگ‌های گرانیتوییدی است (شکل 12- A).
نمودار تغییرات نسبت عنصرهای ناسازگار Rb/Th دربرابر Rb نشان‌دهندة الگوی خطی با شیب مثبت و نقش فرایند تبلوربخشی همراه با هضم و آلایش ماگمایی (AFC) در پیدایش این سنگهاست (شکل 12- B).
مشاهده صحرایی انکلاوهای گوناگون در سنگ‌های گرانیتوییدی، حالت زونینگ در بلورهای پلاژیوکلاز و نیز رشد بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب متفاوت در پیرامون بلورهای پلاژیوکلاز اولیه در مقطع‌های بررسی‌شده گواهی بر رویداد فرایندهای هضم و آلایش ماگمایی در کنار فرایند جدایش بلورین هستند (Karsli et al., 2007).
شکل 11- گرانیتوییدهای محدوده حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار Nb دربرابر Rb/Zr برای شناسایی کمانهای بالغ از نابالغ (Brown et al., 1984)؛ B) نمودار R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) دربرابر R2=6Ca+2Mg+Al برای شناخت زمان پیدایش تودههای نفوذی نسبت به زمان برخورد پوستههای قاره‌ای (Bachelor and Bowden, 1985)؛ C) نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm برای ارزیابی کلی ستبرای پوسته قاره‌ای در محل پیدایش کمانهای آتشفشانی پدیدآمده در مرزهای پوستههای قاره‌ای (Kay and Mpodozis, 2001)
شکل 12- شناسایی فرایندهای گوناگونِ درگیر در پیدایش سنگ‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در: A) نمودار La/Yb دربرابر La (Wang et al., 2007)؛ B) نمودار Rb دربرابر Rb/Th (Tchameni et al., 2006)
در نمودار پیشنهادیِ Defant و Drummond (1990) که برپایة نسبت Sr/Y دربرابر Y، محیطهای کمان ماگمایی نرمال را از محیطهای آداکیتی جدا می‌کند، نمونههای بررسی‌شده در محدوده کمان ماگمایی نرمال جای گرفته‌اند (شکل 13- A). همچنین، در نمودار (La/Yb)N دربرابر YbN (شکل 13- B)، نمونههای بررسی‌شده در محدوده کمان ماگمایی نرمال جای گرفته‌اند. افزون‌براین، در نمونههای بررسی‌شده، نسبت Sr/Y برابربا 68/10 تا 11/19 و نسبت La/Yb برابربا 7/4 تا 16/13 است. این مقدارها با مقدارهای پیشنهادی برای سنگ‌های آداکیتی همپوشانی ندارد (Kepezhinskas et al., 1997; Castillo et al., 1999). مقدار کمابیش کمِ نسبت Zr/Sm برای همه نمونهها (مگر نمونه HZ293) برابربا 2/3 تا 25/9 است. تفاوت این مقدار با مقدارهای پیشنهادیِ Foley و همکاران (2002) نشان می‌دهد سنگ‌های گرانیتوییدی محدوده حنار سرشت آداکیتی ندارند.
شکل 13- سنگ‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار YbN دربرابر LaN/YbN (Martin, 1994)
در پهنه‌های بالای پهنه فرورانش، ماگماها در پی ذوببخشی پوسته زیرین، اسلب فرورو و یا گوة گوشته‌ای پدید می‌آیند. بررسی‌های آزمایشگاهی نشان داده‌اند که بدون توجه به درصد ذوببخشی، Mg# شاخصی خوبی برای شناسایی ماگماهای جدایش‌یافتة گوناگون از ذوب پوسته زیرین و یا اسلب فرورو (Mg#<40) در مقایسه با ماگماهای پدیدآمده از ذوب پریدوتیتهای گوة گوشته‌ای (Mg#>40) است (Rapp and Watson, 1995). همان‌گونه‌که در جدول 1 دیده می‌شود، میزان بالای Mg# در نمونههای محدوده حنار (Mg# برابربا 35/40 تا 67/55 است) نشان‌دهندة پیدایش ماگمای مادر آنها در پی ذوببخشی گوة گوشته‌ای است. فراوانی عنصر به‌شدت ناسازگار La و عنصر کمتر سازگار Sm، ترکیب کلی ناحیه خاستگاه را نشان می‌دهد؛ زیرا تمرکز این دو عنصر به‌طور متفاوتی به‌دست خاستگاه (پریدوتیت توالی گوشته‌ای) اسپینل و یا گارنتدار کنترل می‌شود (Aldanmaz et al., 2000). از سوی دیگر، نسبت Sm/Yb به ترکیب ناحیه خاستگاه وابسته است؛ زیرا Yb به‌شدت نسبت به کلینوپیروکسن و یا اسپینل سازگار است. ذوببخشی از گوشته‌ای با ترکیب اسپنل لرزولیت ماگمایی با نسبت Sm/Yb مشابه با مقدار این نسبت در گوشته با ترکیب اسپینل لرزولیت پدید می‌آورد؛ اما میزان نسبت La/Sm و همچنین، مقدار Sm، با افزایش درجه ذوببخشی کاهش مییابد (Aldanmaz et al., 2000). از سوی دیگر، مذابهایی که از ذوب کم تا متوسط گارنت لرزولیت پدید می‌آیند به‌علت سازگاری بالای Yb در گارنت، نسبت Sm/Yb بسیار بالاتر از این نسبت در گوشته گارنت لرزولیتی دارند. برای شناخت ترکیب سنگ خاستگاه و نیز ارزیابی درجه ذوببخشی، نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb (شکل 14) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‌شود، جایگاه نمونههای بررسی‌شده در این نمودار نشان‌دهندة 2 تا 8 درصد ذوببخشی از خاستگاهی اسپینل لرزولیتی (با مقدار کمی گارنت) برای پیدایش ماگمای مادر سنگ‌های نفوذی محدوده بررسی‌شده است. از سوی دیگر، همان‌گونه‌که در بخش زمینشیمی گفته شد، برپایة نسبت کم LaN/YbN در نمونههای بررسی‌شده، پیدایش گارنت (که کانی بجا‌مانده در خاستگاه ذوب دانسته می‌شود) امکان پذیر نیست (Martin, 1987). برپایة جدول 1، مقدارهای کمابیش بالای Y و Yb و نیز نسبتهای کم Sr/Y و La/Yb نبود گارنت در خاستگاه را نشان می‌دهند (Martin, 1986).
شکل 14- نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb برای شناخت کانیشناسی سنگ خاستگاه و نیز ارزیابی درصد ذوببخشی برای پیدایش ماگمای مادر سنگ‌های گرانیتوییدی محدوده حنار (Aldanmaz et al., 2000) (Garnet lherzolite: (Ol60+Opx20+Cpx10+Gn10)؛ Spinel lherzolite: (Ol53+Opx27+Cpx17+Sp11)؛ DM: گوشتة تهی‌شده (برپایة مقدارهای پیشنهادیِ McKenzi و O'Nions (1991)؛ PM: گوشته اولیه یا غنیشده؛ N-MORB: بازالت پشتة میان‌اقیانوسی نرمال؛ E-MORB: بازالت پشته میان‌اقیانوسی غنیشده (برپایة مقدارهای پیشنهادیِSun و McDonough (1989))
به باور Lin و همکاران (1989)، غنیشدگی بیشتر و شیب مثبت در الگوی LREE و غنیشدگی کمتر و الگوی مسطح HREE (میانگین GdN/YbN برابربا 16/1 است) در نمونههای بررسی‌شده با حضور اسپینل در خاستگاه توجیه‌شدنی است.
حضور بقایای افیولیتی در خاور بلوک لوت نشانة وجود پوسته اقیانوسی (شاخهای از اقیانوس نئوتتیس در خاور ایران) در میان بلوک‌های لوت و افغان است. برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی گفته‌شده در بخش زمینشیمی و شناخت پهنة زمین‌ساختی، پیدایش تودة نفوذی در منطقه حنار را میتوان پیامد فرورانش به‌سوی باختر پوسته اقیانوسی یادشده (به زیر بلوک لوت)، هنگام مرحله پیش از برخورد و پیش از ضخیم‌شدگی پوسته قاره‌ای در خاور بلوک لوت در پی فشارشهای روی‌داده در مرز بلوک لوت و افغان دانست (ستبرای کمتر از 45 کیلومتر در رابطه با ستبرای پوسته قاره‌ای در محل پیدایش گرانیتوییدهای بررسی‌شده). این نکته گواهی بر درستی الگوهای پیشنهادیِ Eftekharnezhad (1981) و Arjmandzadeh و همکاران (a2011) دربارة فرورانش به زیر بلوک لوت و پیدایش حجم بزرگ ماگماتیسم ترشیاری پیامد آن است. همچنین، زایش ماگمای مادر از گوشته‌ای کمابیش غنیشده در پی افزوده‌شدن سیال‌های برخاسته از پوسته اقیانوسی فرورو به محل ذوب تصورشدنی است؛ هرچند که شناسایی دقیقتر سنگ خاستگاه و نیز دیگر فرایندهای درگیر در تکامل ماگمای مادر نیازمند به‌کارگیری داده‌های ایزوتوپی است.
نتیجهگیری
برپایة بررسی‌های سنگنگاری و زمین‌شیمیایی، گرانیتوییدهای محدوده حنار ترکیب‌های گوناگونی (مانند: تونالیت، گرانودیوریت، کوارتزدیوریت، دیوریت و میکرودیوریت) با سرشت ماگمایی کالکآلکالن تا کالکآلکالن با پتاسیم بالا دارند و متاآلومین و از گرانیتوییدهای نوع I هستند. روند تغییرات عنصرهای فرعی و کمیاب دربرابر سیلیس نشان‌دهندة پیوستگی زمین‌شیمیایی ترکیب‌های گوناگون سنگی در این محدوده به‌شمار می‌رود. در نمودارهای عنکبوتی، عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، P ، Zr و Ti) تهی‌شدگی و عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: Cs، K، U و Th) غنیشدگی آشکاری دارند. گرانیتوییدهای بررسی‌شده خاستگاه یکسان دارند و پیامد ذوببخشی خاستگاه گوشته‌ای غنیشده هستند. توازی و شیب منفی در روند عنصرهای خاکی نادر برای همة نمونههای بررسی‌شده نیز گواهی بر درستی این نکته است. در سنگ‌های گرانیتوییدی بررسی‌شده، یافته‌های زمین‌شیمیایی که ویژگی‌های آداکیتی‌بودن را نشان دهند، یافت نمیشود. هرچند که اظهار نظر جامع دربارة خاستگاه ماگما نیازمند به‌کارگیری داده‌های ایزوتوپی است؛ اما نسبت عنصرهای فرعی و کمیاب و نیز نمودارها نشان‌دهندة پیدایش ماگمای مادر سنگ‌های گرانیتوییدی از ذوب 2 تا 8 درصد گوشته غنیشده (اسپینل لرزولیت) در محل پشته کمانی نابالغی در مرز فعال قاره‌ای با ستبرای پوستهای کمتر از 45 کیلومتر در مرحله پیش از برخورد هستند. ماگمای سازنده این سنگها در پی فرایند جدایش بلورین و نیز به‌دنبال فرایندهای آلودگی پوستهای (AFC) منجر به پیدایش طیف سنگی در تودة نفوذی بررسی‌شده است.
سپاس‌گزاری
نگارندگان از جناب آقای مهندس مقدمعلی و مهندس ادیب (به‌ترتیب مدیر و کارشناس محترم بخش اکتشاف شرکت تهیه و تولید مواد معدنی ایران) برای فراهم‌آوردن امکان تجزیة زمین‌شیمیایی نمونهها صمیمانه سپاس‌گزاری میکنند. همچنین، از داوران محترم و نیز سردبیر محترم مجله پترولوژی که با راهنماییهای ارزنده خود موجب تکمیل این نوشتار شده‌اند، سپاس‌گزاری می‌شود.
)