نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشیار، گروه زمینشناسی، دانشگاه بوعلیسینا، همدان، ایران
2 کارشناسیارشد، شرکت کاویان معدن آریا، تهران، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
کلیدواژهها [English]
تودههای گرانیتوییدی در شرایط خاص و در محیطهای زمینساختی در پهنههای کوهزایی و غیرکوهزایی تنوع ترکیبی گستردهای دارند (Kaygusuz et al., 2008). برخی گرانیتوییدهای کوهزایی در ارتباط با کمربندهای چینخورده پدید میآیند و برخی دیگر گرانیتوییدهای نوع غیرکوهزایی هستند که همراه با گسلهای مهم راستالغز یافت میشوند (Whalen et al., 1987; Pitcher, 1997; Blatt et al., 2006; Bonin, 2007).
گرانیتهای نوع A در پهنههای کافتی و بخشهای درونی صفحههای قارهای فراوان هستند (Blatt et al., 2006)؛ اما در کل، در جایگاههای زمینساختی گوناگونی (مانند: برخورد سپرها، پهنههای کششی حاشیههای فعال، جزیرههای اقیانوسی، پشتههای اقیانوسی) پدید میآیند (Clemens et al., 1986; Bonin, 2007). برپایة ویژگیهای زمینشیمیایی و جایگاه پیدایش، گرانیتهای نوع A از خاستگاههای متنوعی (مانند: پوستة آذرین زیرین، گوشتهای، پوستة رسوبی بالایی و یا از خاستگاه ماگماهای آمیخته) پدید میآیند (Clemens et al., 1986; Barbarin, 1996).
الگوهای سنگزایی متنوعی برای خاستگاه گرانیتهای نوع A پیشنهاد شدهاند: تبلور ماگماهای مافیک جداشده از گوشته، بی یا با هضم پوسته (Loiselle and Wones, 1979; Kebede and Koeberl, 2003) و ذوببخشی مواد پوسته (Wu et al., 2002). با این وصف، الگوی مشترک قابل پذیرش هنوز مورد بحث است (Qiu et al., 2004).
در شمال و مرکز پهنة سنندج- سیرجان، شواهدی از گرانیتهای نوع A دیده میشود که در پی فرورانش و یا پس ازکوهزایی روی دادهاند؛ مانند: ازنا و درود در لرستان (Shabanian et al., 2009, 2018)، حسنرباط (Mansouri Esfahani et al., 2009)، شهرکرد (Badr et al., 2018; Riyahi et al., 2018)، بویین- میاندشت (Tavakoli et al., 2020)، ارومیه (Fazlnia, 2017)، میشو (Ahankoub et al., 2012)، کردستان (Azizi et al., 2013, 2019; Molaii- Yegane et al., 2018). افزونبر این، یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015) در نزدیکی روستای شیروانه گرانیتوییدهایی را به سن 3 ± 147 میلیون سال پیش را سنسنجی کردهاند که از دیدگاه موقعیت جغرافیایی در نقشة ارائهشده، تودة بررسیشده در این نوشتار را نیز دربر دارند. سرجوقیان و همکاران (Sarjoughian et al., 2016)، تغییر سرشت ماگماتیسم گرانیتی نوع I به نوع A در منطقة دهگلان (کردستان) را پیامد تغییر رژیم ژئودینامیک از فشارشی به کششی در پهنة سنندج- سیرجان در دوران مزوزوییک دانستهاند و ماگمای این گرانیتها را پیامد جدایش مذاب از پوستة قارهای و وابسته به یک رژیم زمینساختی انتقالی در راستای شکستگیها و گسلها بهسوی پوستة بالایی میدانند. آلیانی و همکاران (Aliani et al., 2012)، نیز ترکیب رگههای گرانیتی تکیه بالا را از نوع گرانیتوییدهای A دانستهاند.
گرانیتویید بررسیشده در باختر شیروانه در 35 کیلومتری شمالخاوریی شهرستان سنقر در پهنة سنندج- سیرجان رخنمون دارند. بررسی ویژگیهای سنگنگاری، بررسی دادههای زمینشیمیایی سنگ کل تودة گرانیتوییدی منطقة شیروانه در راستای دستیابی به هدف تعیین محیط زمینساختی و ویژگیهای سنگشناسی این توده انجام میپذیرد تا راهگشای برخی ابهامهای زمینشناسی در پهنة سنندج- سیرجان در زمینة فرایندهای مؤثر در پیدایش، خاستگاه، محیط زمینساختی و توزیع این تیپ گرانیتوییدها باشد.
زمینشناسی منطقه
گرانیتویید بررسیشده در این پژوهش در شمالخاوری سنقر میان مختصات طول جغرافیایی '50˚47 تا '53 ˚47 خاوری و عرض جغرافیایی '58 ˚34 تا '00 ˚35 شمالی در پهنة سنندج- سیرجان رخنمون دارد (شکل 1- A). این پهنه یکی از فعالترین پهنههای شناختهشده از دیدگاه ماگماتیسم، دگرگونی و زمینساخت است (Aghanabati, 2004).
مهمترین رویداد دگرریختی و دگرگونی آن در ارتباط با رخداد مهم زمینساختی باز و بستهشدن اقیانوس تتیس جوان بوده که در دوران مزوزوییک روی داده است (Aghanabati, 2004). به باور درویشزاده (Darvishzadeh, 2006)، بخش شمالی این پهنه دچار فازهای مهم کوهزایی کیمرین و کرتاسه پایانی شده است و در آن، تودههای آذرین درونی فراوانی نفوذ کردهاند. وجه مشترک تودههای آذرین درونی در بخش شمالی و مرکزی سنندج- سیرجان، حضور تودههای فلسیک در کنار بخشهای مافیک است؛ برای نمونه: بویین- میاندشت (Tavakoli et al., 2020) نفوذیهای میهم- شیروانه (Azizi et al., 2020; Torkian, 2011) و کوه دروازه در قروه کردستان (Molaii-Yegane et al., 2018). حجم بسیاری از تودههای گرانیتوییدی (با خاستگاه آناتکسی و هیبرید) در کنار تودههای کوچک گابرو- دیوریتی (Torkian et al., 2015; Torkian et al., 2008) (از خاستگاه گوشتهای) و یا محصول جدایش بلورین همراه با آمیختگی ماگمایی با خاستگاه ذوب گوشته (Azizi et al., 2020) دیده میشوند.
در شمالیترین بخش ورقة سنقر، تودههای آذرین درونی با ترکیب سنگشناسی بسیار متغیر رخنمون دارند. این تودهها بهصورت تفکیکنشدنی از گرانیت، گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت، کوارتزسینیت، مونزوسینیت، دیوریت، گابرودیوریت و گابرو ساخته شدهاند (Eshraghi et al., 1996) (شکل 1- B).
شکل 1. A) جایگاه منطقة باختر شیروانه در پهنة سنندج- سیرجان؛ B) نقشة سادهشده زمینشناسی منطقه شیروانه (با تغییر و برگرفته از اشراقی و همکاران (Eshraghi et al., 1996)).
Figure 1. A) Location of the study area (west of-Shirvaneh) in the Sanandaj-Sirjan Zone; B) Simplified geological map of the Shirvaneh area (modified from Eshraghi et al., 1996)
حسینی (Hosseini, 1997) تودههای آذرین درونی گرانیتوییدیِ جنوب قروه را متأثر از کوهزایی کیمرین و جایگاه زمینساختی پیدایش مذاب آن را با کمان آتشفشانی در حاشیة فعال قارهای مرتبط دانسته است. به باور نیکنظر (Niknazar, 2018)، گرانیتوییدهای بررسیشده درون سنگهای حد واسط تا مافیک (مانند: گابرودیوریت و دیوریت) تزریق شدهاند. در تازهترین پژوهشها، عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2020) تزریق گرانیتوییدهای پهنة سنندج- سیرجان را در چهار دورة مختلف، از قدیمیترین آنها (650 میلیون سال پیش) تا جدیدترین آنها (40 میلیون سال پیش) ردهبندی کردهاند. در ردهبندی یادشده، تودة گرانیتی باختر شیروانه در گروه ماگماهای به سن ژوراسیک جای میگیرد.
روش انجام پژوهش
پس از بررسیهای صحرایی، شمار 90 نمونه از سنگهای گرانیتوییدی منطقه، در راستای دستیابی به اهداف این پژوهش برداشته شد و از میان آنها 55 نمونه مقطع نازک تهیه و بررسی شدند. برای انجام تجزیة شیمیایی سنگکل، شمار 12 نمونة گرانیتویید (شرح نمونهها در جدول 1) برگزیده و به آزمایشگاه شرکت MS Analytical (کشورکانادا) فرستاده شدند. برای تعیین مقدار اکسید عنصرهای اصلی، هر نمونه با لیتیممتابورات ذوب و با اسیدنیتریک رقیق حل و سپس محلول نهایی با دستگاه طیفسنجی نشری پلاسمای جفتشده القایی (ICP-OES) تجزیه شد. برای سنجش مقدار عنصرهای کمیاب، نمونهها به روش محلولسازی ذوب قلیایی با حلال لیتیممتابورات- تترابورات و اسیدنیتریک آماده شدند و سپس محلول نهایی هر نمونه با دستگاه طیفسنج جرمی پلاسمای جفتشده القایی (ICP-MS) تجزیه شد. دادههای بهدستآمده با نرمافزارهای Excel و GCDkit تجزیه و تحلیل شدند.
جدول 1. مقادیر اکسیدهای عنصرهای اصلی (برپایة wt.%) و عنصرهای کمیاب (برپایة ppm) نمونههای گرانیتویید منطقة شیروانه.
Table 1. Major (in wt. %) and trace element (in ppm) compositions of rock samples from the Shirvaneh area.
Lithology |
Quartz- Monzonite |
Quartz- Syenite |
Granite |
||||||
Code Sample |
N- Sh- 63 |
N- Sh- 64 |
N- Sh- 2 |
N- Sh- 30 |
N- Sh- 8 |
N- Sh- 18 |
N- Sh- 44 |
N- Sh- 54 |
N- Sh- 72 |
Position Sample |
47ᵒ51ʹ49˝ 34ᵒ59ʹ24˝ |
47ᵒ51ʹ53˝ 34ᵒ59ʹ27˝ |
47ᵒ52ʹ33˝ 34ᵒ58ʹ42˝ |
47ᵒ52ʹ20˝ 34ᵒ59ʹ06˝ |
47ᵒ52ʹ06˝ 34ᵒ58ʹ43˝ |
47ᵒ52ʹ19˝ 34ᵒ59ʹ01˝ |
47ᵒ51ʹ44˝ 34ᵒ58ʹ40˝ |
47ᵒ51ʹ05˝ 34ᵒ58ʹ53˝ |
47ᵒ51ʹ29˝ 34ᵒ59ʹ03˝ |
SiO₂ |
63.65 |
63.13 |
65.76 |
66.05 |
68.18 |
70.34 |
68.98 |
72.86 |
72.75 |
TiO₂ |
0.91 |
0.81 |
0.71 |
0.67 |
0.58 |
0.42 |
0.65 |
0.49 |
0.44 |
Al₂O₃ |
16.66 |
16.3 |
16.18 |
14.46 |
14.1 |
14.2 |
15.58 |
15.46 |
14.82 |
Fe2O3* |
3.9 |
5.81 |
3.62 |
3.97 |
4.92 |
1.95 |
1.66 |
0.79 |
1.42 |
MgO |
1.13 |
2.46 |
0.72 |
0.65 |
0.55 |
0.33 |
0.95 |
0.02 |
0.61 |
MnO |
0.05 |
0.13 |
0.06 |
0.07 |
0.04 |
0.02 |
0.02 |
<0.01 |
0.02 |
CaO |
2.93 |
3.65 |
2.19 |
1.95 |
1.82 |
1.83 |
2.02 |
2.29 |
1.08 |
Na₂O |
6.78 |
5.85 |
5.6 |
5.89 |
5.26 |
5.67 |
7.01 |
5.56 |
6.81 |
K₂O |
2.18 |
2.51 |
3.95 |
3.83 |
3.54 |
2.26 |
2.31 |
2.28 |
2.09 |
P₂O5 |
0.24 |
0.15 |
0.14 |
0.16 |
0.13 |
0.06 |
0.15 |
0.01 |
0.07 |
L.O.I. |
0.52 |
0.83 |
0.39 |
0.24 |
0.34 |
0.93 |
0.42 |
0.34 |
0.29 |
Total |
99.02 |
101.68 |
99.41 |
98.02 |
99.53 |
98 |
99.75 |
100.14 |
100.38 |
Sc |
10 |
13.4 |
3.8 |
11.2 |
8.5 |
5.6 |
6 |
0.8 |
4.5 |
V |
69 |
119 |
56 |
22 |
25 |
24 |
88 |
28 |
23 |
Cr |
22 |
80 |
49 |
43 |
30 |
39 |
64 |
41 |
34 |
Co |
12.4 |
11.3 |
5.2 |
3.4 |
2.5 |
1.2 |
1.8 |
0.5 |
1.7 |
Ni |
6.2 |
12.4 |
3.1 |
1.5 |
1.9 |
1.4 |
3.7 |
2.2 |
1.7 |
Cu |
7.4 |
6.5 |
16.2 |
6.7 |
3 |
5.2 |
2.1 |
2.3 |
2.3 |
Zn |
2 |
55 |
39 |
66 |
20 |
31 |
9 |
11 |
8 |
Ga |
22.4 |
22.7 |
20.4 |
22.7 |
21 |
19.1 |
19.4 |
20.2 |
21 |
Rb |
28 |
62 |
102.4 |
111.7 |
75 |
38.4 |
45.1 |
30.6 |
41.3 |
Sr |
279.4 |
168.7 |
252.2 |
166.1 |
132.7 |
137.4 |
88.9 |
268.9 |
44.7 |
Y |
45.7 |
45.6 |
23.1 |
48.8 |
46.9 |
40.9 |
22.5 |
15.6 |
41.6 |
Zr |
566 |
382 |
531 |
511 |
319 |
415 |
453 |
367 |
441 |
Nb |
23.2 |
20.1 |
20.4 |
33.8 |
25.1 |
27 |
16.9 |
14.5 |
27.1 |
Mo |
0.22 |
0.39 |
0.38 |
0.57 |
0.83 |
0.41 |
0.57 |
0.51 |
0.29 |
Sn |
8 |
<5 |
6 |
6 |
<5 |
8 |
6 |
<5 |
<5 |
Cs |
0.493 |
0.95 |
1.05 |
1.37 |
0.76 |
0.33 |
0.09 |
0.53 |
0.07 |
Ba |
370.9 |
298.8 |
627.5 |
534.3 |
471.7 |
52.5 |
29.4 |
175.8 |
13.7 |
Hf |
12.2 |
10.2 |
13.7 |
13.9 |
8.7 |
11 |
12.2 |
10 |
11.9 |
Ta |
1.7 |
1.9 |
1.8 |
2.8 |
2.1 |
2.4 |
2.1 |
1.9 |
2.5 |
W |
1 |
<1 |
<1 |
2 |
1 |
1 |
1 |
<1 |
<1 |
Pb |
2.6 |
5 |
9.4 |
12.6 |
6 |
6.5 |
1.2 |
3.9 |
1 |
La |
72.6 |
26.5 |
12.6 |
37.6 |
19.1 |
21.8 |
16.4 |
16.5 |
15.4 |
Ce |
150.7 |
57.6 |
23.8 |
76.6 |
45.3 |
58.7 |
34.5 |
35.1 |
37.2 |
Pr |
17.89 |
7.02 |
2.88 |
8.61 |
6.15 |
7.37 |
3.99 |
3.81 |
5.1 |
Nd |
68.9 |
26 |
11.8 |
31.1 |
25.5 |
27.1 |
14.6 |
12.5 |
20.4 |
Sm |
12.65 |
6.18 |
3.07 |
7.05 |
6.91 |
6.05 |
3.19 |
2.3 |
5.46 |
Eu |
2.44 |
1.3 |
1.84 |
1.63 |
1.43 |
1.34 |
0.6 |
0.71 |
0.76 |
Gd |
11.59 |
6.58 |
3.17 |
7.58 |
6.99 |
5.98 |
3.31 |
2.36 |
5.59 |
Tb |
1.56 |
1.18 |
0.56 |
1.32 |
1.2 |
1.1 |
0.56 |
0.4 |
1.11 |
Dy |
8.25 |
7.61 |
3.75 |
8.48 |
7.97 |
6.8 |
3.79 |
2.48 |
6.8 |
Ho |
1.62 |
1.62 |
0.78 |
1.86 |
1.73 |
1.4 |
0.8 |
0.54 |
1.43 |
Er |
4.54 |
4.9 |
2.54 |
5.58 |
5.25 |
4.38 |
2.61 |
1.73 |
4.4 |
Tm |
0.66 |
0.75 |
0.41 |
0.86 |
0.83 |
0.68 |
0.4 |
0.28 |
0.66 |
Yb |
4.17 |
5.14 |
2.75 |
5.98 |
5.51 |
4.65 |
2.75 |
2.93 |
4.58 |
Lu |
0.67 |
0.79 |
0.47 |
0.96 |
0.82 |
0.73 |
0.47 |
0.3 |
0.74 |
Th |
7.88 |
9.73 |
8.13 |
12 |
11.99 |
9.3 |
11.3 |
3.95 |
9.11 |
U |
2.49 |
2.61 |
3.63 |
5.04 |
4.03 |
3.37 |
4.03 |
2.56 |
2.81 |
Sum REE |
358.24 |
153.17 |
70.24 |
195.21 |
134.76 |
148.1 |
87.97 |
81.94 |
109.63 |
Eu/Eu* |
0.61 |
0.62 |
1.8 |
0.62 |
0.62 |
0.68 |
0.56 |
0.93 |
0.42 |
(La/Lu)N |
11.26 |
3.48 |
2.78 |
4.07 |
2.42 |
3.1 |
3.62 |
5.71 |
2.16 |
L.O.I. = Loss on ignition; Fe2O3* = as Fe total; Eu/Eu*:EuN/ (SmN.GdN)½; N: Normalization values (REE in chondrite; Boynton, 1984)
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
Lithology |
Alkali granite |
||
Code Sample |
N- Sh- 3 |
N- Sh- 33 |
N- Sh- 55 |
Position of Sample |
47ᵒ52ʹ32˝ 34ᵒ58ʹ44˝ |
47ᵒ52ʹ03˝ 34ᵒ59ʹ02˝ |
47ᵒ51ʹ06˝ 34ᵒ58ʹ55˝ |
SiO₂ |
72.55 |
73.01 |
70.94 |
TiO₂ |
0.28 |
0.46 |
0.41 |
Al₂O₃ |
14.25 |
15.62 |
15.75 |
Fe2O3* |
2.23 |
1.1 |
1.2 |
MgO |
0.21 |
0.41 |
0.27 |
MnO |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
CaO |
0.81 |
1.05 |
1.49 |
Na₂O |
5.68 |
6.5 |
6.17 |
K₂O |
3.9 |
2.88 |
3.9 |
P₂O5 |
0.05 |
0.06 |
0.06 |
L.O.I. |
0.41 |
0.37 |
0.5 |
Total |
100.44 |
101.46 |
100.81 |
Sc |
4.1 |
5.9 |
5.9 |
V |
18 |
21 |
30 |
Cr |
51 |
34 |
30 |
Co |
1.2 |
0.8 |
1.1 |
Ni |
2.1 |
1.7 |
1.9 |
Cu |
5.2 |
4.1 |
2.1 |
Zn |
16 |
8 |
10 |
Ga |
20.1 |
20.5 |
21.2 |
Rb |
85.5 |
39 |
79.5 |
Sr |
181.3 |
75.1 |
293.2 |
Y |
46.8 |
37.4 |
22.9 |
Zr |
354 |
338 |
571 |
Nb |
22.9 |
26.4 |
16.9 |
Mo |
0.26 |
0.42 |
0.47 |
Sn |
6 |
9 |
<5 |
Cs |
0.35 |
0.08 |
0.24 |
Ba |
349.8 |
44 |
632.9 |
Hf |
11.1 |
9.8 |
15.1 |
Ta |
2.2 |
2.5 |
2.1 |
W |
1 |
<1 |
2 |
Pb |
3.5 |
1.7 |
2.8 |
La |
21.1 |
15.8 |
23.6 |
Ce |
59.4 |
44.7 |
46.6 |
Pr |
8.24 |
6.08 |
4.85 |
Nd |
31.2 |
23.7 |
15.9 |
Sm |
7.1 |
5.76 |
3.34 |
Eu |
0.67 |
1 |
0.91 |
Gd |
6.81 |
5.69 |
3.37 |
Tb |
1.28 |
0.99 |
0.54 |
Dy |
7.87 |
6.39 |
3.44 |
Ho |
1.65 |
1.35 |
0.8 |
Er |
5.18 |
4.07 |
2.55 |
Tm |
0.8 |
0.61 |
0.42 |
Yb |
5.35 |
4.23 |
3.05 |
Lu |
0.82 |
0.66 |
0.49 |
Th |
12.06 |
8.35 |
15.08 |
U |
4.35 |
3.15 |
3.7 |
∑REE |
157.47 |
121.03 |
109.86 |
Eu/Eu* |
0.29 |
0.53 |
0.82 |
(La/Lu)N |
2.67 |
2.49 |
5 |
بررسیهای صحرایی و سنگنگاری
در منطقة باختر شیروانه رخنمونهایی از سنگهای آذرین درونی با ترکیب اسیدی به وسعت نزدیک به 4 کیلومتر مربع دیده میشوند (شکل 2- A)، این تنوع ترکیبی با تغییر رنگ در صحرا دیده میشود؛ بهگونهایکه در برخی بخشها، بهعلت وجود آلکالیفلدسپار به رنگ صورتی و ترکیب سنگ، از گرانیت غنی از ارتوکلاز تا کوارتز سینیت تغییر میکند. سنگهای گرانیتی با رنگ روشن، دانهبندی به نسبت درشتتر و گسترش بیشتری در منطقه دارند (شکل 2- B). گاهی نیز سطح سنگ بهعلت حضور سیالهای گرمابی اپیدوتی شده است. برپایة بررسیهای سنگشناختی و برپایة نمودار ردهبندی QAPF (شکل 3)، سنگهای آذرین منطقه شامل کوارتزمونزونیت، کوارتزسینیت، گرانیت (مونزوگرانیت، سینوگرانیت، گرانوفیر)، آلکالیفلدسپارگرانیت هستند. این ترکیبها با یکدیگر مرز تدریجی نشان میدهند.
شکل 2. A) نمایی از تودة گرانیتوییدی منطقة شیروانه؛ B) نمای نزدیک از گرانیت و کانیهای پلاژیوکلاز و آمفیبول آن
Figure 2. A) View of the granitoid body of the Shirvaneh area; B) Close view of hand specimen granite with plagioclase and amphibole.
شکل 3. ترکیب سنگهای تودة آذرین درونی باختر شیروانه در نمودار اشتریکایزن برپایة مقادیر مودال کانیها (A: نمایندة همة کانیهای آلکالیفلدسپار؛ Q: مقدار کوارتز؛ P: مقدار فلدسپار پلاژیوکلاز؛ F: فراوانی فوییدها)
Figure 3. The intrusive rocks in the west of Shirvaneh in the Streckeisen diagram based on modal mineralogy (A: alkaline feldspars; Q: quartz; P: plagioclase; F: feldspathoid)
گرانیت: این سنگها در نمونـة دسـتی با شاخص رنگی لوکوکرات تا هولولوکوکرات و بـه رنگ خاکستری روشن تا شیری دیده میشوند. گرانیتها ریزدانه تا متوسط دانه، نیمهشکلدار تا شکلدار هستند و بافت نیمهشکلدار گرانولار و گرانوفیری دارند. بافتهای دیگری مانند میکروگرافیک، پوییکیلیتیک و پرتیت نیز در آنها دیده میشوند (شکل 4- A). این بافتها نشاندهندة ژرفای کم پیدایش ماگما و دمای کم آن هستند (Shelley, 1992). کانیهای سازنده شامل کـوارتز (30- 25 درصدحجمی)، ارتـوکلاز (20- 15 درصدحجمی)، میکروکلین (5 - 10 درصدحجمی)، پلاژیـوکلاز (20- 15 درصدحجمی) و آمفیبول (5 - 15 درصدحجمی) هستند. بیوتیت با فراوانی به طور معمول کمتر از 5 درصدحجمی دیده میشود. کانیهای ثانویه که بیشترشان متأثر از سیالهای گرمابی منطقه هستند شامل اپیدوت، زوییزیت، کلریت و سریسیت و کانیهای فرعی اسفن، کانیهای کدر، زیرکن و آپاتیت میباشند. بلورهای کوارتز تا اندازهای خاموشی موجی دارند. این ویژگی نشاندهندة عملکرد عوامل زمینساختی است. بلورهای پلاژیوکلاز ماکل پلیسنتتیک و منطقهبندی شیمیایی دارند. از بررسیهای نوری و با تکیه بر نوع تجزیه چنین برداشت می شود که این بلورها از مرکز به حاشیه سدیکتر میشوند. این نکته برپایة تجزیة بخش اپیدوتیِ پلاژیوکلازها استنباط میشود؛ زیرا این بلورها در مرکز که از کلسیم غنیتر هستند، بیشتر دچار دگرسانیِ اپیدوتیشدن شدهاند (شکل 4- B). برپایة ویژگیهای نوری، بلورهای آمفیبول رنگ سبز با چندرنگی خفیف سبز یا قهوهای هستند کـه به کلریت و کـانی کـدر تجزیـه شدهاند.
شکل 4. تصویرهای میروسکوپی (در XPL) از: A) بافت گرانوفیری که با نوک پیکان نشان داده شده است؛ B) بافت میکروگرافیکی در سنگ گرانیتی با کمک پیکان نشان داده شده است. این تصویر بلور پلاژیوکلازی را نشان میدهد که از مرکز در حال دگرسانی به اپیدوت است؛ C) ارتوکلاز پرتیتی در آلکالیفلدسپارگرانیت با نماد پیکان نشان داده شده است؛ D) کوارتز با خاموشی موجی و اسفن نیمهشکلدار در آلکالیفلدسپارگرانیت؛ E) کوارتزمونزونیت با بافت گرانولار بیشکل و پلاژیوکلاز سریسیتیشده؛ F) اکتینولیتِ پدیدآمده از دگرسانی در کوارتز سینیت (تصویر در XPL[1]). بافتها با پیکان نشان داده شدهاند (نام اختصاری کانیها (Whitney and Evans 2010)).
Figure 4. Photographs (in XPL) of: A) The granophic texture, marked by arrow; B) The micrographic texture in granite shown by arrow This photo indicates a plagioclase crystal that is altering to epidote from the center; C) Perthitic orthoclase in the alkali feldspar granite shown by arrow; D) Undulatory extinctions in quartz and subhedral sphene in the alkali feldspar granite; E) Quartz monzonite with anhedral granular texture and sericized plagioclase; F) Actinolite in Qz-syenite, formed by alteration (Abbreviations From Whitney and Evans (2010)).
آلکالیفلدسپارگرانیت: این سنگها در نمونة دستی با شاخص رنگـی لوکـوکرات و به رنگ شیری تا خاکسـتری روشـن دیده میشود. همچنین، ریز دانه تا متوسط دانه است و بافت نیمهشکلدار گرانولار تا بیشکل گرانولار نشان میدهد. بافتهای گرافیک، پرتیتی و میکروپرتیت نیز در آنها دیـده میشوند (شکل 4- C). ارتـوکلاز (30- 35 درصدحجمی) بیشکل تا نیمهشکلدار، میکروکلین (10- 15 درصدحجمی) با ماکل پریکلین، کـوارتز بـا خاموشـی مـوجی و بیشکل (25 - 30 درصدحجمی)، پلاژیـوکلاز (5 تا 10 درصدحجمی) شکلدار تا نیمهشکلدار از کانیهای سازندة آنها بهشمار میروند که متوسط دانه تـا درشـت دانـه هسـتند (شکل 4- D). آمفیبول به میزان متغیر (3- 8 درصدحجمی) در این سنگها دیده میشود. اسفن، آپاتیت، زیرکن و کانیهای کدر بههمراه کانیهای ثانویة اپیدوت و سریسیت حجم ناچیزی از سنگ را دربر میگیرند.
کوارتزمونزونیت- کوارتزسینیت: در نمونة دستی، این سنگها به رنگ خاکستری تا کرمرنگ، با شـاخص رنگـی لوکوکرات دیده میشوند. متوسط دانه تا ریزدانه، شکلدار تا نیمهشکلدار و با بافت نیمهشکلدار گرانولار، بیشکل گرانولار و پوییکیلیتیک هستند. در کوارتزسینیتها بافتهای مهم دیگری مانند پرتیت، گرافیک و آنتیراپاکیوی نیز دیـده میشوند. فراوانی کانیهای اصلی دامنههای متغیری دارد و شامل پلاژیوکلاز (20- 25 درصدحجمی)، ارتوکلاز (20- 25 درصدحجمی)، میکروکلین (10 - 15 درصدحجمی)، کوارتز (15- 20 درصدحجمی) و آمفیبول (10- 15 درصدحجمی) هستند. بررسی مقاطع میکروسکوپی نشاندهندة تغییرات ترکیبی پلاژیوکلاز است و منطقهبندی شیمیایی نیز در برخی بلورها دیده میشود. بلورهای پتاسیمفلدسپار بهطور معمول ماکل کارلسـباد و بافت پرتیتی نشان میدهند و بسیار کائولینیتی شدهاند. این کانیها دربرگیرندة میانبارهایی از بلورهای آپاتیت هستند (شکل 3- E). اسفن، آپاتیت، کانیهای کدر، زیرکن از کانیهای فرعی و اکتینولیت، اپیدوت، کلینوزوییزیت، کلریت و سریسیت از کانیهای ثانویة پدیدآمده از دگرسانی کانیهای گوناگون هستند (شکل 4- F) که احتمالاً از دگرسانی گرمابی آمفیبول، بیوتیت و فلدسپار پدید آمدهاند.
زمینشیمی
مقدار عنصرهای اصلی و فرعی نمونههای تجزیهشده از منطقة شیروانه در جدول 1 آورده شده است. از دیدگاه نامگذاری، برپایة نمودار TAS (SiO2 دربرابر Na2O+K2O) و آنچه از بررسیهای سنگنگاری دریافت شده است، محدودة ترکیبی نمونهها با نتایج بهدستآمده از ردهبندی مودال (شکل 3) همخوانی دارد (شکل 5- A).
از نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) برای تعیین سری ماگمایی بهره گرفته شد (شکل 5- B). نمونهها سرشت ماگمایی کالکآلکالن پتاسیم متوسط تا بالا دارند. ماگماهای این سری مشخصة محیط حاشیههای فعال قارهای هستند (Wilson, 1989). در نمودار A/CNK (1 تا 4/1) دربرابر A/NK، همة نمونهها در محدودة متاآلومین جایابی شدهاند (شکل 6).
در نمونههای بررسیشده، مقدار SiO2 برابربا 13/63 تا 01/73 درصدوزنی است و دامنة تغییرات کمی دارد. ازاینرو، برای بررسی تحولات و فرایندهای ماگمایی نمودارهای هارکر بهکار برده نشدند. افزونبر این، K2O برابربا 09/2 تا 95/3 درصدوزنی، Na2O برابربا 26/5 تا 01/7 درصدوزنی و K2O+Na2O برابربا 84/7 تا 07/10 درصدوزنی هستند (جدول 1). همچنین، منیزیم این سنگها برابربا 02/0 تا 46/2 درصدوزنی است. برپایة دادههای تجزیة زمینشیمیایی، سنگهای منطقة باختر شیروانه از CaO (65/3 - 81/0 درصدوزنی) و Al2O3 (10/14 - 66/16 درصدوزنی) فقیر و از مجموع قلیاییها (Na2O+K2O) غنی هستند و با ویژگیهای کلی گرانیتهای نوع A شباهتهایی نشان میدهند.
شکل 5. ترکیب گرانیتویید منطقة شیروانه در: A) نمودار SiO2 دربرابر K2O+Na2O (Middlemost, 1985)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر K2O برای شناسایی سری ماگمایی (Peccerillo and Taylor, 1976)
Figure 5. Composition of the granitoid samples in Shirvaneh area in: A) SiO2 versus (K2O+Na2O) diagram (Middlemost, 1985); B) SiO2 versus K2O diagram for determining of magmatic series (Peccerillo and Taylor, 1976).
شکل 6- ترکیب نمونههای گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)
Figure 6. Composition of the Granitoid samples in Shirvaneh area in A/CNK versus A/NK plot (Shand, 1943).
A/CNK= molar Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)
A/NK= molar Al2O3/(Na2O+K2O
در نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب (بهنجارشده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ سان و مکدوناف (Sun and McDonough, 1989) ترکیب گوشتة اولیه)، بیشتر نمونهها از عنصرهای P، Sr، Nb، Ba و Ti تهی (ناهنجاری منفی) و از عنصرهای U، Th، K و Zr غنی (ناهنجاری مثبت) شدهاند (شکل 7- A). در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب (بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (شکل 7- B) نمونهها از LREE[2] و HREE[3] غنیشدگی نشان میدهند و شیب ملایم رو به پایین دارند (مقدار =(La/Lu)N 16/2 تا 26/11). این ویژگی چهبسا نشاندهندة روند جدایش بلورین (تفریق) باشد (Wilson, 1989).
همة نمونهها یک ناهنجاری منفی مشخصی از عنصر Eu دارند (جدول 1). به باور دالکوییست و همکاران (Dahlquist et al., 2010) و نیز رولینسون (Rollinson, 1993)، آنومالی منفی در مقدار Eu به دو عامل بستگی دارد:
الف- حضور پلاژیوکلاز بهعنوان کانی مهم در منبع و مشارکتنکردن آن در فرایند ذوب؛
ب- جدایش بلورین ماگما و جدایش پلاژیوکلاز در هنگام فرایند تبلوربخشی.
به باور رولینسون (Rollinson, 1993)، ضریب جدایش یوروپیم در پلاژیوکلازها با فعالیت اکسیژن در ارتباط است؛ بهگونهایکه در اکتیویتة کم اکسیژن مقدار Eu در این کانی کاهش مییابد.
افزون بر آنچه گفته شد، ناهنجاری منفی Eu همراه با غنیشدگی از LREE (دربرابر MREE و HREE) نشاندهندة اهمیت نقش جدایش بلورین ماگما در فرایند تکامل گرانیتوییدهاست (Wilson, 1989). کاربرد نمودارهایی که در آنها نسبت عنصرها بهکار رفته باشد برای تعیین تأثیر و تفکیک فرایندهای مهم در تحولات ماگمایی ارزشمند هستند. در شکل 8 دو رخداد تبلوربخشی و ذوببخشی در پیدایش طیف سنگهای منطقه باختر شیروانه بررسی شدهاند. همانگونهکه دیده میشود، نمودار Zr دربرابر Zr/Nb، نقش این دو فرایند در تحول ماگمایی ماگمای منطقه را نشان میدهد. در اینباره هر دو فرایند با اهمیت هستند؛ اما گمان میرود نقش ذوببخشی برجستهتر باشد (شکل 8). اثر این فرایندها در فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب در طیف سنگهای منطقه در «بخش بحث» بیشتر بررسی خواهد شد.
شکل 7- ترکیب نمونههای گرانیتویید منطقة شیروانه در: A) نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب (چند عنصری) بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984)
Figure 7. Composition of the granitoid samples in Shirvaneh area in: A) Spider diagram of trace (multi-element) elements, normalized to primitive mantle composition (Sun and McDonough, 1989); B) REE diagram normalized to chondrite composition (Boynton, 1984).
شکل 8. ترکیب نمونههای گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودار Zr دربرابر Zr/Nb (Kong et al., 2019) برای تفکیک فرایندهای تحول ماگمایی
Figure 8. Composition of the granitoid samples in Shirvaneh area in the Zr versus Zr/Nb diagram (Kong et al., 2019) for separating of magmatic evaluation processes.
بحث
روشهای گوناگون دماسنجی برپایة درجة اشباع زیرکن در گرانیتویید منطقة شیروانه
به باور یانوسک (Janousek, 2006)، ماگماها با داشتن شرایطی مانند:
1- سرشت متاالومین؛
2- نبود زیرکن بهصورت زینوکریست و یا به شکل موروثی؛
3- برخورداری از توزیع همسان در توده؛
4- وجود همبستگی منفی میان فراوانی عنصر زیرکونیم و سیلیس،
بهعنوان زمیندماسنج شیمیایی مستقل برای برآورد دمای ماگما – بهویژه اگر نوع ماگما اسیدی باشد- بهکار گرفته میشوند؛ زیرا تمرکز و غلظت زیرکونیم در ماگماهای اسیدی (و بهویژه گرانیتها) تابع حلالیت آن در مذاب است. از سوی دیگر، برای یک ترکیب معین، حلالیت زیرکونیم تابعی از پارامتر دما خواهد بود. با این وصف، غلظت عنصر زیرکونیم تا اندازهای نیز به محتوی حلال وابسته است (King et al., 2001; Watson and Harrison, 1983).
حال باتوجه به این مقدمه، در زیر به معرفی انواع روشهای دماسنجی برپایة دمای اشباع زیرکونیم[4] پرداخته میشود:
الف) روش دماسنجی با استفاده از معادلة پیشنهادیِ واتسون و هریسون (Watson and Harrison, 1983): نامبردگان معادلة زیر را برای رابطة میان حلالیت زیرکن، دما و ترکیب مذاب معرفی کردند:
معادلة 1:
ln D Zr zircon/melt = {-3.80 - [0.85 (M - 1)]} + 12900 / T
معادلة 2:
log (ppm Ti) = 5.711 ± 0.072 − (1) 4800 (± 86)
معادلة 3:
TZr = 12.900 / [2.95 + 0.85 M + ln (496.000 / Zrmelt)]
در این رابطه ln D Zr Zircon/melt غلظت عنصر زیرکونیم در کانی زیرکن (ppm 496000) در نظر گرفته شده است. نسبت غلظت عنصر زیرکونیم در مذاب (برپایة ppm) و حاصل از تجزیة زمینشیمیایی بهدست میآید. T (برپایة درجه کلوین یا K) معرف دماست. همچنین، M نسبت ترکیبی و کاتیونی است که به حلالیت زیرکونیم نسبت به SiO2 و سرشت پرآلومینة مذاب بستگی دارد و از معادلة 4 بهدست آورده میشود:
معادلة 4:
M = {(Na + K + 2 Ca) / (Al * Si)}
برپایة آنچه در جدول 2 دیده می شود، دمای تبلور زیرکن گرانیتوییدهای شیروانه بهدست آورده شد.
ب) روش پیشین دماسنجی به روش پیشنهادیِ واتسون (Watson, 1979): این روش دقیقاً با پارامترها و جزییات روش الف همخوانی دارد و از دید فرمولی نیز با آن یکسان است؛ تنها تفاوت در مقدار تمرکز (غلظت) زیرکونیم است. واتسون (Watson, 1979) غلظت عنصر زیرکونیم را پیشتر ppm 6/497651 اعلام کرده بود.
پ) روش دماسنجی برپایة معادلة بوهنکه و همکاران (Boehnke et al., 2013): بوهنکه و همکاران (Boehnke et al., 2013) رابطة میان حلالیت زیرکن، دما و ترکیب مذاب پیشنهادیِ واتسون و هریسون (Watson and Harrison, 1983) را تصحیح و به این ترتیب، معادلة 5 را پیشنهاد کردند:
معادلة 5:
ln DZr ={ (10108 ± 32)/T}- (1.16- 0.15) (1- M)- (1.48±0.09)
در این رابطه، Ln DZr Zircon/melt غلظت عنصر زیرکونیم در کانی زیرکن ppm 6/497651 در نظر گرفته شده است و پارامترها و شرایط دیگر برپایة روشهای الف و ب هستند.
جدول 2. مقادیر دما (برپایة درجة سانتیگراد) بهدستآمده برپایة روشهای الف تا پ
Table 2. Temperature values obtained (in celsius degrees) based on methods of A to C.
Lithology |
Alkali- granite |
Granite |
Quartz- syenite |
Quartz- monzonite |
||||||||
Zr (in ppm) |
566 |
382 |
531 |
511 |
319 |
415 |
453 |
367 |
441 |
354 |
338 |
571 |
M |
1.919 |
2.027 |
1.77 |
1.934 |
1.755 |
1.593 |
1.801 |
1.517 |
1.569 |
1.58 |
1.443 |
1.678 |
T (°C): Watson and Harrison (1983) (Zr:496000 ppm) |
884.7 |
851.9 |
845.1 |
867.7 |
853.8 |
850.7 |
859.6 |
821.1 |
851.5 |
869.2 |
816.3 |
862.8 |
T (°C): Watson (1979) (Zr: 497651.6 ppm) |
884.3 |
851.6 |
844.8 |
867.3 |
853.5 |
850.4 |
859.3 |
820.7 |
851.2 |
868.9 |
816.0 |
862.4 |
T (°C): Boehnke et al. (2013) (Zr: 497651.6 ppm) |
845.4 |
815.1 |
802.1 |
829.2 |
814.7 |
800.9 |
818.8 |
786.0 |
797.1 |
823.7 |
753.7 |
810.9 |
جایگاه زمینساختی
در نمودارهای پیشنهادیِ والن و همکاران (Whalen et al., 1987)، بیشتر نمونهها در محدودة گرانیتوییدهای نوع A و برخی در مرز میان محدودههای A و I-S جایابی شدهاند (شکل 9).
گرانیتوییدهای بررسیشده با داشتن ویژگیهایی مانند بافتهای پرتیتی و گرانوفیری، Na2O+K2O (84/7 تا 07/10 درصدوزنی)، 10000*Ga/Al (8/2 تا 1/3) (Whalen et al., 1987) و HFSE[5] بالا، مقادیر CaO، Sr و Eu کمتر نسبت به نوع I، به گرانیتوییدهای نوع A اختصاص پیدا میکنند (Whalen et al., 1987; King et al., 1997; Bonin, 2007). افزونبر این، برپایة نمودار نیوبری و همکاران (Newberry et al., 1990) نیز گرانیتوییدهای باختر شیروانه به گرانیتهای نوع A تعلق دارند (شکل 9- E).
در نمودارهای پیشنهادی پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) و پیرس (Pearce, 1996)، بیشتر نمونهها در محدودة WPG (گرانیتهای درونصفحهای) و در نزدیکی مرز VAG (گرانیتهای کمانهای آتشفشانی) جای میگیرند (شکل 10). این نتیجه با ناهنجاری عنصرهای فرعی (مانند: Zr، Nb، Ce، Y) این نمونهها سازگار است. در نمودار متمایزکنندة جایگاه گرانیتوییدها، سنگهای بررسیشده در محدودة درونصفحهای (WP) جایابی شدهاند (شکل 11- A).
شکل 9. نمونههای گرانیتویید منطقة شیروانه در: A-D) نمودارهای متمایزکنندة گرانیتوییدهای A، I و S (Whalen et al., 1987)؛ E) نمودار متمایزکنندة گرانیتهای نوع A و I (Newberry et al., 1990) برای.
Figure 9. Shirvaneh granitoid samples in area in: A-D) Discrimination diagrams for A- ,I- and S-types granitoids (Whalen et al., 1987); E) Discrimination diagram for A- and I-type granites (Newberry et al., 1990).
شکل 10- ترکیب نمونههای گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودارهای تعیین جایگاه زمینساختی (Pearce et al., 1984; Pearce, 1996) (WPG: گرانیتهای درونصفحهای؛ VAG: گرانیتهای کمانهای آتشفشانی؛ ORG: گرانیتهای مرتبط با کافت اقیانوسی؛ syn-COLG: گرانیتهای همزمان با برخورد؛ Post-COLG: گرانیتهای پسابرخوردی)
Figure 10. Composition of Shirvaneh granitoid in discriminating tectonic setting diagrams (Pearce, et al., 1984 ; Pearce 1996) (WPG: within-plate granite; VAG: volcanic arc granite; ORG: ocean ridge granite; syn- COLG: syn-collision granite; Post-COLG: Post-collision granite).
افزونبر این، در روشی که آگراوال (Agrawall, 1995) پیشنهاد کرده است، گرانیتهای کوهزایی و غیرکوهزایی گوناگون برپایة مقدار دادههای عنصرهای اصلی K2O، Na2O، Fe2O3 و MgO از هم جدا میشوند. در این نوشتار نیز محاسبات با بهکارگیری فرمول زیر انجام شدند:
Di = 0.929241*Fe2O3 - 2.570311*MgO + 1.246346*Na2O + 1.266569*K2O - 11.75422
Ci = 0.291
Mi = -0.4898
R=Di-Ci/Mi-Ci
محاسبات انجامشده نشان میدهند نمونههای گرانیت شیروانه بهعلت برخورداری از مقادیر R مثبت به گرانیتهای کوهزایی تعلق دارند (جدول 3). مقدار R منفی (گرانیتهای غیرکوهزایی) در اندکی از نمونهها شاید پیامد مجموع بالای مقدار سدیم، پتاسیم و آهن در آنهاست که دلیل آن نیز احتمالاً فرایندهای بعدی مانند متاسوماتیسم و دگرسانی است.
تعیین خاستگاه
از دیدگاه والن و همکاران (Whalen et al., 1987) و والن و کوری (Whalen and Currie, 1990)، مقدار 10000*Ga/Al در گرانیتهای نوع A برابربا 6/2 است. اکنون با توجه به اینکه دامنه تغییرات میزان این پارامتر برای نمونههای گرانیتوییدی باختر شیروانه برابربا 8/2 تا 1/3 (جدول 1) است، پس گرانیت شیروانه در محدودة نوع A جای میگیرد.
گرانیتهای نوع A در محیطهای مختلف زمینساختی مانند جزیرههای اقیانوسی، ریفتقارهای، کمانقارهای، گسلهای انتقالی و محیطهای فرورانشی پدید میآیند (Whalen et al., 1987; Eby, 1992; Bonin, 2007; Xia et al., 2012). برپایة خاستگاه، گرانیتهای نوع A به دو گروه A1 و A2 ردهبندی شدهاند. نسبتهای عنصریِ گروه A1 شبیه بازالتهای جزیرههای اقیانوسی است و ویژگیهای خاستگاه گوشتهای را نشان میدهد که در پی فعالیتهای زمینساختی درونصفحهای و یا در ارتباط با فعالیتهای بالاآمدگی پسابرخوردی جایگزین شدهاند. نسبتهای عنصریِ گروه A2 همانند بازالتهای حاشیة فعال قارهای است و از ذوب پوستة قارهای با یا بدون دخالت گوشته پدید میآیند و در محیطهای زمینساختی گوناگونی جایگیری میکنند (Eby, 1992).
شکل 11- ترکیب نمونههای گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودار تعیین جایگاه زمینساختی (Harris et al., 1986) (Group 2: گرانیتهای همزمان با برخورد قارهها؛ Group 3: پس از برخورد قارهها؛ VA: کمان آتشفشانی؛ WP: درون صفحهای) Figure 11. Composition of Shirvaneh granitoids in discrimination diagrams for tectonic setting (Harris et al., 1986) (Group 2: Syn-collision granites; Group 2: post-collision granites; VA: volcanic arc; WP: within-plate). |
|
جدول 3. دادههای بهدستآمده از محاسبة تعیین نوع گرانیتهای کوهزایی و غیرکوهزایی به روش آگراوال (Agrawall, 1995)
Table 2. Calculated results of type determination for the orogenic and non-orogenic granites by using the method of Agrawall (1995).
Sample No |
Di |
Di-Ci |
Mi-Ci |
R |
N-Sh-2 |
1.7414937 |
1.44999365 |
-0.7813 |
-1.855873 |
N-Sh-3 |
1.7970865 |
1.5055865 |
-0.7813 |
-1.927027 |
N-Sh-8 |
-2.443409 |
-2.7349089 |
-0.7813 |
3.5004593 |
N-Sh-18 |
-0.861175 |
-1.1526749 |
-0.7813 |
1.4753295 |
N-Sh-30 |
-2.456102 |
-2.7476018 |
-0.7813 |
3.5167053 |
N-Sh-33 |
-0.036915 |
-0.3284147 |
-0.7813 |
0.4203439 |
N-Sh-44 |
-0.990816 |
-1.2823155 |
-0.7813 |
1.6412589 |
N-Sh-54 |
-1.254065 |
-1.5455648 |
-0.7813 |
1.9781963 |
جدول 3. ادامه.
Table 2. Continued.
Sample No |
Di |
Di-Ci |
Mi-Ci |
R |
N-Sh-55 |
1.2964592 |
1.00495915 |
-0.7813 |
-1.286265 |
N-Sh-63 |
0.1767148 |
-0.1147852 |
-0.7813 |
0.1469157 |
N-Sh-64 |
-2.208083 |
-2.4995826 |
-0.7813 |
3.1992609 |
N-Sh-72 |
-0.867842 |
-1.159342 |
-0.7813 |
1.4838628 |
Ci = 0.2915; Mi = -0.4898; Di= 0.929241*Fe2O3 - 2.570311*MgO + 1.246346*Na2O + 1.266569K2O -11.75422; R = Di-Ci / Mi-Ci
فرایندهای مختلف مانند تبلوربخشی در پیدایش گرانیتهای I-Type و نیز A-type دخیل هستند. جیانگ و همکاران (Jiang et al., 2009) پیشنهاد کردند خاستگاه ماگمای نوع A شبیه نوع I یعنی ماگماهای محصول تبلوربخشی است و تفاوتهای میان این دو گروه، مشخصاً به تغییر در شرایط ذوب اولیه سنگ مادر، مانند تغییر در شرایط دما (مانند دماهای بالاتر)، نسبت داده شود. به باور Bonin (2007)، گرانیتهای نوع A شاید زیرگروه نوع I باشند. با استناد به تجزیه و تحلیل نمودارها، ویژگیهای عنصرهای اصلی و کمیابِ نمونههای منطقه و بررسیهای پیشین دربارة سرشت گرانیتوییدهای نوع A در شمال پهنة سنندج - سیرجان (مانند: نمونههایی که از آنها در بخش مقدمه یاد شد: ازنا و درود در لرستان (Shabanian et al., 2018)، حسن رباط (Mansouri Esfahani et al., 2009)، شهرکرد (Badr et al., 2018; Riyahi et al., 2018)، بویین- میاندشت (Shabanian et al., 2012; Tavakoli et al., 2020)، میشو (Ahankoub et al., 2012) و کردستان (Sarjoughian et al., 2016)) چنین استنتاج میشود که گرانیتوییدهای باختر شیروانه نیز سرشت نوع A دارند و برپایة نمودار سهتایی Y-Nb-Ce، در زیرردة A2 جای میگیرند (شکل 12).
شکل 12- ترکیب نمونههای گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودار سهتایی برای تفکیک میان گرانیتوییدهای A1 و A2 (Eby, 1992)
Figure 11. Composition of Shirvaneh granitoid in ternary discrimination diagram for A1 and A2 granitoids (Eby, 1992).
از سوی دیگر، در نمونههای بررسیشده در نمودارهای عنکبوتی، Rb بیهنجاری مثبت و عنصرهای Sr، Br، P و Ti بیهنجاری منفی نشان میدهند. افزونبر این، گرانیتوییدهای یادشده آشکارا از LILE[6] (بهویژه Rb، Ce، Sm و Th) غنی و از عنصرهای Sr، Eu، Ba، P، Nb و Ti فقیر هستند. این ویژگیها خاستگاهگرفتن این گرانیتها از منبعی مانند مذابهای پوستهای را نشان میدهند (Zhao and Zhao, 2009; Zhao et al., 2012).
حضور و جـایگزینی گدازههای جداشده از گوشته در پوسته (مانند: تودة آذرین درونی گابرویی پریشان، در نزدیک منطقة مورد بررسی؛ Torkian et al., 2015) امکان ذوببخشـی را فراهم کرده است. در پی این ذوب، ماگمایی پدید میآیـد کـه هنگام صعود به طبقات بالاتر و در راه رسیدن به سطح زمین کمکم متبلور میشود و واحـدهای گرانیتـی را مـیسـازد.
ماگماهـای بـازالتی پدیدآمده از گوشـته کـه در پوسـتة زیــرین جایگزین شدهاند محتمـلتـرین خاسـتگاه گرمایی تأمینکنندة ذوب برای پیدایش این نوع گرانیتها هستند. نقش ذوببخشی در نوسان و غلظت عنصرهای خاکی کمیاب در طیف سنگهای بررسیشده را میتوان ردیابی کرد. وجود تودة بازیک پریشان ذوببخشی سنگهای پوستهایی (احتمالاً سنگ مادر آنها شیل بوده) را بهدنبال داشته است. دادههای زمینشیمیایی نشان میدهند متعاقب ذوب و ازآنجاییکه میزان عنصرهای خاکی کمیاب در شیلها کم است، عنصرهای خاکی کمیاب سبک در سنگهای سیلیسیتر مانند گرانیتها و آلکالیگرانیتها کمتر است؛ اما به دنبال ذوبِ بیشتر و با افزایش حجم مشارکت مواد بازالتی بر غلظت این عنصرها در نمونههایِ کمتر اسیدی افزوده شده است.
افزونبر روابط صحرایی و بررسی دادههای زمینشیمیایی، کاربرد روشهای محاسباتی، تردید دربارة تعیین دقیق رژیم زمینساختی این گرانیتویید را از میان خواهد برد. برپایة روش محاسباتی پیشنهادیِ آگراوال (Agrawall, 1995)، مقدار R در گرانیت شیروانه مثبت است و به گرانیتهای کوهزایی (و نه غیرکوهزایی ریفتی) تعلق دارد. بنابراین این گرانیتویید باید در یک محیط حاشیة فعال زمینساختی (در یک رژیم همگرا) در مراحل فرورانش حاشیة قارهای و برخورد کمان قارهای مربوط به آن پدید آمده باشد. با توجه به تاریخچة زمینشناسی پهنة سنندج- سیرجان، تودة باختر شیروانه فرآوردة فرایند فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوستة قارهای ایران مرکزی است. ماگماتیسم نفوذیهای باختر شیروانه به محیط حاشیة فعال قارهای (در محل شکستگیهای پشت کمان) وابسته است که از ذوب پوستة قارهای جدا میشود. از ویژگیهای این نوع گرانیت، پیدایش آن در محیطهای کششی مربوط به شکستگیهای کششی موضعی (Woobard, 2010) است.
به باور یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015)، بهطور کلی، جنوبیترین گرانیتهای قروه (که تودة بررسیشده بخشی از آنها بهشمار میرود) از گرانیتهای نوع A دانسته میشوند که سن آنها را 147±3 میلیون سال پیش بهدست آوردهاند. از سوی دیگر، عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2020) برای گرانیتهای شیروانه (که دربردارندة تودة بررسیشده در این پژوهش نیز هست) سن 146- 154 میلیون سال را بهدست آوردهاند و با بهرهمندی از دادههای ایزوتوپی، ترکیب پوسته را در پیدایش آنها مؤثر دانستهاند. در همین راستا یادآور میشود که سرجوقیان و همکاران (Sarjoughian et al., 2016) تغییر سرشت ماگماتیسم نوع I به نوع A در پهنة سنندج - سیرجان را در یک کمان درونقاره ای محتمل میدانند و دربارة تودة آذرین درونیِ جنوب دهگلان (باختر قروة کردستان و در راستای زمینساختی منطقة بررسیشده) پیشنهاد میکنند این توده در پی تغییر رژیم ژئودینامیک از فشارشی به کششی در پهنة سنندج- سیرجان در طول دوران مزوزوییک و بهدنبال فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی پدید آمده است. همچنین، ماگمای این گرانیت را ماگمایی جداشده از پوستة قارهای در رژیم زمینساختی انتقالی در امتداد شکستگیها و گسلها بهسوی پوستة بالایی دانستهاند.
برداشت
دادههای زمینشیمیایی سنگهای گرانیتوییدی منطقة شیروانه گویای روند تبلوربخشی نمونهها هستند که در آن، Rb بیهنجاری مثبت و عنصرهای Sr، Ba و Ti بیهنجاری منفی نشان میدهند. افزون بر این به طور کاملاً واضحی از LILE، بهویژه Rb، Ce، Sm و Th غنی هستند؛ اما از عنصرهای Sr، Eu، Ba، Nb و Ti فقیر هستند. این ویژگیها نشان میدهند خاستگاه این گرانیتوییدها از مذابهای پوستهای در حضور مخازن ماگمایی مافیک (مانند ماگمای سازندة تودة گابرویی پریشان) بهعنوان تأمینکننده گرمایی است.
با استفاده از انواع روشهای دماسنجی برپایة درجة اشباع زیرکن در سنگهای بررسیشدة شیروانه چنین برداشت می شود که دما در بازة 845 تا 885 درجة سانتیگراد متغیر است و نوسان دارد.
سرشت ماگمایی نمونههای گرانیتوییدی شیروانه از نوع A است و روی نمودارهای متمایزکننده، در محدودة زیررده A2 جای میگیرند. از ویژگیهای مهم این نوع از گرانیتوییدها پیدایش در محیطهای کششی است. چنین محیطهایی (محیطهای کششی) به شکستگیهای پشت کمان و با کششهای موضعی وابسته هستند. همچنین، نسبتهای عنصری آنها همانند بازالتهای حاشیة فعال قارهای است که با کمک ماگمای مافیک از ذوب پوستة قارهای و یا در پی فرایندهای متأثر از کشش پوسته (که با کاهش فشار و در پی آن، ذوب روی میدهد) در محیطهای زمینساختی متنوع جایگیری میکنند. با توجه به رژیم زمینساختی در مراحل پایانی کوهزایی تا پس از برخورد گرانیتوییدها در پهنة سنندج - سیرجان این استدلال میتواند گویای برخی ویژگیهای زمینشیمیایی مانند (محتوای بالای Zr و HFSE) در این سنگها باشد.
سپاسگزاری
نگارندگان از معاونت محترم فناوری و پژوهش دانشگاه بوعلیسینا برای حمایتهای مالی تشکر میکنند. همچنین، از هیئت تحریریه و داوران گرامی مجلة پترولوژی اصفهان بسیار سپاسگزارند.
[1] Cross Polarized Light
[2] Light Rare Earth Elements
[3] Heavy Rare Earth Elements
[4] Zircon saturation temperatures
[5] High Field Strength Elements
[6] Large-Ion Lithophile Elements