سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و تحلیل فرکتال انکلاوهای مافیک تودة آذرین درونی الوند برای بررسی فرایند آمیختگی ماگمایی

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران

2 استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران

چکیده

مجموعة آذرین درونی الوند در پهنة سنندج- سیرجان و در جنوب و باختر همدان جای دارد. بررسی‌های سنگ‏‌نگاری نشان می‏‌دهند این توده از سنگ‌های آذرین درونی مافیک، گرانیتوییدهای پورفیرویید و لوکوکرات همراه با انکلاوهای سورمیکاسه، میکروگرانولار مافیک و میکروگرانولار فلسیک و هورنفلسی تشکیل شده است. بررسی‌های صحرایی، سنگ‏‌نگاری و زمین‌شیمیایی نشان می‏‌دهند انکلاوها، سنگ میزبان و سنگ‌های مافیک سرشت کالک‌آلکالن دارند و از دیدگاه شاخص اشباع از آلومین (ASI) سنگ میزبان در محدودة پرآلومین، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و سنگ‌های مافیک در محدودة متاآلومین و مرز متاآلومین و پرآلومین هستند. برپایة نمودارهای عنکبوتی، در همة سنگ‌ها تهی‏‌شدگی از عنصرهای HFSE و غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE دیده می‌شود که از ویژگی‏‌های سنگ‌های پهنه‌های فرورانش است. پیچیدگی ریخت‌شناسی انکلاوها نشان‌دهندة پدیدارشدن ساختارهای فرکتال در انکلاوهای الوند و نشانه‌ای از رویداد فرایند آمیختگی ماگمایی در این توده است. ابعاد فرکتال انکلاوها از 08/1 تا 21/1 متغیر است و در نمودار ستونی مد آن 1/1 است. بر‌پایة بعد فرکتال انکلاوها، نسبت لگاریتم گرانروی سنگ میزبان به انکلاو، طیفی از 48/0 تا 74/0را نشان می‏‌دهد و مد آن در نمودار ستونی 51/0 است. ازآنجایی‌که انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در تودة آذرین درونی الوند به شکل‌های مختلف دیده می‏‌شوند، این نکته پیشنهاد می‏‌دهد اثر آمیختگی ماگمایی (آمیختگی مکانیکی) روی انکلاوها و میزبان در بخش‏‌های مختلف شمال تودة الوند متفاوت بوده است؛ به‌گونه‌ای‌که از مرز تودة مافیک به‌سوی مرکز تودة گرانیتوییدی، اندازة انکلاوها کوچک‌تر، شمار آنها کمتر و بعد فرکتال در آنها کاهش می‏‌یابند.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography, geochemistry and Fractal analysis of Mafic Enclaves in the Alvand Plutonic to investigate magma mixing processes

نویسندگان [English]

  • Sara Shakiba 1
  • Ali Asghar Sepahi Gerow 2
1 Ph.D. Student, Department of Geology, Faculty of Science, Bu Ali Sina University, Hamadan, Iran
2 Professor, Department of Geology, Faculty of Science, Bu Ali Sina University, Hamadan, Iran
چکیده [English]

The Alvand plutonic complex is located in Sanandaj- Sirjan Zone in south and west of Hamedan. Petrographic studies indicate that this body is composed of mafic intrusive rocks, porphyry granitoids and leoucocratic granitoids with various enclaves such as surmicaceous, mafic microgranular and felsic microgranular enclaves. Field, petrography and geochemical studies show that the enclaves, the host and the mafic rocks have calc-alkaline affinity and aluminum saturation index of the host rock is peraluminous and mafic microgranular enclaves and mafic rocks are metaluminous and in the boundary between metaluminous and peraluminous fields. On the base of spider diagrams, all rocks are depleted in HFSE and enriched in LILE, which is particular of rocks of the subdution zones. The complexity of the morphology of the enclaves (fractal dimension) confirms the importance of magma mixing in this body. Fractal dimensions of the enclaves vary between 1.08 to 1.21 and the frequency of Dbox=1.1 is the highest one in histogram. According to the fractal dimensions of enclaves, the logarithm of viscosity ratio of the host rock and the enclave ranges from 0.48 to 0.74 with most values clustering around 0.51. The different forms of the studied microgranular mafic enclaves suggest that the effect of magma mingling (mechanical mixing) on the enclaves and the host have been various in different parts of the Alvand body so that from the border of mafic body to the center of granitoid body enclaves become smaller, fewer; and their fractal dimensions decrease.
 
 
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • enclave
  • geochemistry
  • fractal analysis
  • magma mixing
  • the Alvand Plutonic Complex
  • Sanandaj – Sirjan

مجموعة آذرین درونی الوند طیف گسترده‏‌ای از سنگ‌های مافیک تا فلسیک را دربر می‌گیرد. حجم اصلی تودة آذرین درونی الوند ترکیب مونزوگرانیت پورفیرویید دارد. بسیاری از پژوهشگران تودة آذرین درونیی الوند را از جنبه‏‌های گوناگون بررسی کرده‌اند. به باور Valizadeh (1976)، سنگ‌های گرانیتوییدی کمپلکس الوند در دو مرحله نفوذ کرده‌اند. در مرحلة نخست، گرانیتوییدهای پورفیری نفوذ کرده و در مرحلة بعدی که هنوز تودة نفودی پیشین کاملاٌ منجمد نبوده است، گرانیتوییدهای لوکوکرات نفوذ کرده‏‌اند. ایشان گرانیتوییدهای اصلی کمپلکس الوند را از نوع همزمان با کوهزایی و حاصل آناتکسی سنگ‌های قدیمی (گرانیتوییدهای نوع S) دانسته‌اند. برپایة ویژگی‌های ترکیبی سه دسته سنگ‌های اصلی، این توده به سه سری از ماگماهای مختلف تعلق دارد که خاستگاه آنها با فرایندهای سنگ‌شناسی متفاوتی توضیح داده می‌شود. گابروها خاستگاه گوشته‏‌ای دارند. خاستگاه گرانیت‏‌ها پوستة قاره‏‌ای (گرانیت‏‌ها و ارتوگنایس‏‌های پروتروزوییک) است و گرانیتوییدهای لوکوکرات حاصل ذوب پوسته‏‌ای غنی از پلاژیوکلاز، مانند تونالیت‏‌ها و رسوب‌های دگرگون‌شده‏‌ هستند (Aliani et al., 2011). در مجموعة آذرین درونی الوند، در میان توده‏‌ها، ماگماتیسم مافیک دورة زمانی طولانی‏‌تری دارد؛ اما در برخی دوره‏‌ها احتمال همپوشانی زمانی بین برخی فازهای فلسیک و مافیک وجود داشته است (Sepahi, 2008). به باور Sepahi (1999)، برپایة بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی، تودة آذرین درونی الوند در پنج مرحلة تزریق تشکیل شده است. در مرحلة نخست، سنگ‌های بازیک و حد واسط با خاستگاه گوشته‏‌ای، در دو مرحلة بعدی گرانیتوییدهای پورفیرویید با خاستگاه آناتکسی پوسته‏‌ای (گرانیتوییدهایی که با میگماتیت‏‌های منطقه ارتباط دارند) و در دو مرحلة پایانی، گرانیتوییدهای لوکوکرات که احتمالاٌ در پی ذوب‌بخشی سنگ‌های دیوریتی پوسته میانی تشکیل شده‏‌اند، کمپلکس الوند را پدید آورده‏‌اند. Sadeghian (1995) به بررسی سنگ‌شناسی سنگ‌های آذرین و دگرگونی منطقة چشمه‌قصابان همدان پرداخته است. به‌ گفتة وی، مجموعة دگرگونی همدان دست‌کم از یک مرحلة دگرگونی ناحیه‏‌ای و چند مرحلة دگرگونی مجاورتی تشکیل شده است. Sepahi (2008) با بررسی زینوکریست‏‌ها، انکلاوها و دایک‏‌های همزمان با پلوتونیسم در مجموعة آذرین درونی الوند، انکلاوهای گوناگونِ مجموعة آذرین درونی الوند را شناسایی کرده است. Alizadeh (2011) به بررسی انکلاوها و اهمیت آنها در تفسیر سنگ‌زایی مجموعة آذرین درونی الوند پرداخته‌ است و برپایة شواهد سنگ‌نگاری، خاستگاه انکلاوهای میکروگرانولار مافیک را گوشته‏‌ای و میزبان گرانیتوییدی را پوسته‏‌ای دانسته است. در تودة آذرین درونی الوند، انکلاوهای مافیک با ساختار فیزیکی متمایز و توزیع فضایی ویژه نسبت به یکدیگر به‌فراوانی دیده می‌شوند. اصولاً آمیزش ماگمای سنگ‌های آذرین فلسیک و بازیک در توده‏‌های آذرین درونی و آتشفشانی که با نام پدیدة آمیختگی (اختلاط) ماگمایی شناخته می‌شود، انکلاوهایی با ساختار فیزیکی و شیمیایی متفاوت را پدید می‌آورد. از دیدگاه ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی و بافتی، انکلاوهای در تودة آذرین درونی الوند شباهت‏‌ها و تفاوت‏‌هایی را با گرانیتویید میزبان نشان می‏‌دهند. بررسی انکلاوهای درون گرانیت‏‌ها، از موضوعات مهم در بررسی گرانیت‏‌هاست که از سال‏‌ها پیش پژوهشگرانی مانند Hutton (1795)، Lacroix (1893) و Barbarin و Didier (1991) به آن پرداخته‌اند. ازاین‌رو، بررسی انکلاوها اطلاعات ارزشمندی دربارة خاستگاه و سرشت سنگ خاستگاه، تحولات ماگمای سازندة توده‏‌های آذرین درونی و بررسی آمیختگی ماگمایی در اختیار می‌گذارند. در هنگام آمیختگی ماگمایی دو منطقة ساکن و فعال پدید می‏‌آیند. ازآنجایی‌که انکلاوهای ماگمایی در مناطق ساکنی پدید می‏‌آیند که تبادلات شیمیایی کمتری دارند، عنصرها به اندازة کافی میان ماگمای مافیک انکلاو و ماگمای اسیدی میزبان مبادله نمی‌شوند. ازاین‌رو، آنها نمایندة ترکیب ماگمای مافیک نخستین هستند (Perugini et al., 2003). با گذشت زمان و در پی تبادل شیمیایی، ترکیب نخستینِ انکلاوها تغییر می‏‌کند. حضور بلورهایِ ماگمای میزبان (مگاکریست‏‌های پتاسیم‌فلدسپار و کوارتزهای چشمی) در ماگمای انکلاوها و همچنین، حضور بلورهای پتاسیم‌فلدسپاری که نیمی از آنها درون انکلاو و نیم دیگرشان در میزبان قرار دارند، نشان‌ می‌دهد هنگام آمیختگی ماگمایی، سیال‏‌ها از ماگمای فلسیک میزبان به ماگمای مافیک مهاجرت کرده‏‌اند (Kumar, 2010). فاز سیال حاصل از ذوب‏‌بخشی یا ذوب کامل کانی‏‌های درون ماگمای فلسیک آلودگی و رقیق‌شدن ماگماهای انکلاو با ماگمای فلسیک را به‌دنبال دارد (Perugini and Poli, 2004). در حقیقت، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک بخش‏‌هایی از ماگمای مافیک هستند که دستخوش درجات متفاوتی از آمیزش با ماگمای میزبان شده‏‌اند و با افزایش میزان آمیختگی ماگمایی از بعد فرکتال انکلاوها کاسته شده است. ازاین‌رو، کاهش بعد فرکتال انکلاوها همراه با کاهش پیچیدگی‏‌های ریخت‏‌شناسی آنها بازتابی از آلودگی بیشتر ماگمای انکلاوها با ماگمای اسیدی به‌شمار می‏‌رود. پس هرچه سطح همبری میان انکلاو و میزبان نامنظم‏‌تر و یا به گفتة دیگر، بعد فرکتال انکلاوها بیشتر باشد، میزان آمیزش میان ماگماهای مافیک و فلسیک کمتر بوده است. برعکس، هرچه سطح همبری میان انکلاو و میزبان منظم‏‌تر باشد، بعد فرکتال انکلاوها کاهش می‏‌یابد و نشان‏‌دهندة درجه بالای آمیختگی ماگمای مافیک و فلسیک خواهد بود. با این‌حال ازآنجایی‌که به سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی انکلاوهای تودة آذرین درونی الوند هنوز کمتر چندان پرداخته نشده است، در این نوشتار تلاش شده است با استناد به نتایج به‌دست‌آمده از ویژگی‌های صحرایی، بررسی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی انکلاوها و سنگ‌های گرانیتوییدی میزبان، افزون‌بر بررسی بود یا نبود روابط زایشی میان انکلاوها و گرانیتوییدهای میزبان، خاستگاه و چگونگی پیدایش آنها و ساختارهای فرکتال انکلاوها در تودة آذرین درونی الوند بحث و بررسی شوند.

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقة بررسی‌شده با مساحت نزدیک به 400 کیلومترمربع میان طول‏‌های خاوری 13°48 تا 35°48 و عرض‏‌های شمالی 30°34 تا 52°34 در باختر ایران و در استان همدان (بین شهرهای همدان، تویسرکان و اسدآباد) جای دارد (شکل 1). از دیدگاه زمین‏‌شناختی ساختاری Stöcklin (1968)، همة تودة آذرین درونی الوند در بخش شمال‌باختری پهنةسنندج- سیرجان جای گرفته است. به‌طور کلی، تودة آذرین درونی الوند دربردارندة سه دسته سنگ‌های اصلی، شامل گابروها، گرانیت‏‌ها و گرانیتوییدهای لوکوکرات (لوکوتونالیت و لوکوگرانودیوریت) است. برپایة سن‏‌سنجی با روش U-Pb روی کانی زیرکن، در زمان ژوراسیک میانی در نوار دگرگونی- آذرین درونی سنندج- سیرجان جایگزین شده‏‌اند. بر این پایه، برای گابروهای الوند سن 8/1±5/166 میلیون سال پیش، برای گرانیت‏‌های الوند سن‌های 6/0±7/161 تا 9/0± 5/163 میلیون سال پیش و برای لوکوگرانیت‏‌های الوند سن 7/2±3/153 تا 3/1±4/154 میلیون سال پیش گزارش شده‌اند (Shahbazi et al., 2010). گرانیت‏‌های اصلی که بیشترین حجم تودة آذرین درونی الوند را می‌سازند، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، میکروگرانولار فلسیک، هورنفلسی و رستیت‏‌های سورمیکاسه دارند که به شکل کروی، بیضوی و زاویه‏‌دار در صحرا دیده می‌شوند. اندازة انکلاوها از ابعاد سانتیمتر تا چند متری است. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک فراوان‏‌ترین نوع انکلاو در تودة گرانیتوییدی الوند هستند. این انکلاوها نسبت به میزبان گرانیتوییدی تیره‏‌تر و دانه‏‌ریزتر هستند و بافت آذرین دارند. همچنین، از دیدگاه ریخت‌شناسی بیشتر آنها به‌صورت بیضوی و گرد هستند؛ اما گاه به شکل‌های دیگر نیز دیده می‏‌شوند. مرز میان انکلاو و میزبان غالباً واضح و مشخص است؛ اما گاه می‌تواند مبهم، تدریجی و گاهی مضرسی نیز باشد. انکلاوهای میکروگرانولار فلسیک در حواشی تودة مونزوگرانیتی و مناطق نزدیک به محل همبری با سنگ‌های اطراف دیده می‏‌شوند. ترکیب آنها تقریباً همانند مونزوگرانیت‏‌ است؛ اما دانه‏‌بندی ریزتری دارند. در حقیقت، آنها پیامد گسیخته‌شدن حاشیة سردشدة اولیه توده‏‌های آذرین درونی هستند. انکلاوهای میکروگرانولار فلسیک از انکلاوهای میکروگرانولار مافیک دانه‏‌درشت‏‌تر هستند و مرز آنها با گرانیت میزبان تدریجی و نامنظم است. انکلاوهای سورمیکاسه معمولاً اندازه‏‌های یک تا ده سانتیمتر دارند و بیشترشان دوکی‌شکل، عدسی‌شکل، بیضوی و گاهی کم و بیش درازشده هستند. از دیدگاه ترکیب شیمیایی، به‌علت داشتن کانی‏‌های دیرگداز، مواد برجامانده از ذوب تفاوت چشمگیری با گرانیت میزبان‌شان نشان می‌دهند و خاستگاه پوسته‏‌ای دارند. انکلاوهای هورنفلسی نیز زینولیت‏‌هایی از سنگ‌های رسوبی دگرگون شده هستند که اندازة درشت و توده‏‌ای دارند. سنگ‌های آذرین درونی بازیک نیز بیشتر در شمال تودة الوند رخنمون دارند و درون شیست‏‌های ژوراسیک زیرین نفوذ کرده‏‌اند. گرانیتوییدهای هولولوکوکرات بیشتر در بخش‏‌های مرکزی تودة الوند دیده می‌شوند و بیشتر آنها به‌صورت رگه‏‌های کم ضخامت و پراکنده میان گرانیت‏‌های پورفیرویید الوند رخنمون دارند. همچنین، همبری گرانیتوییدهای هولولوکوکرات با گرانیت‏‌های پورفیرویید به‌خوبی دیده می‏‌شود و تدریجی نیست و نسبت به آنها جوان‏‌تر و شامل انکلاوهای میکروگرانولار مافیک است. افزون‌براین، در پیرامون تودة آذرین درونی الوند دو گروه اصلی سنگ‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای یا دیناموترمال و سنگ‌های دگرگونی همبری رخنمون دارند. درجة دگرگونی سنگ‌های دگرگونی دیناموترمال در حد رخسارة شیست‌سبز و آمفیبولیت است و دگرگونی همبری در حد آلبیت- اپیدوت هورنفلس تا هورنبلند هورنفلس پیش رفته است. سنگ‌های متاپلیتی مهم‌ترین سنگ‌های مجموعة دگرگونی هستند؛ اما میان‌لایه‏‌هایی از سنگ‌های متابازیت و متاکربنات نیز دیده می‌شوند. اسلیت، فیلیت، شیست و میگماتیت حجم اصلی مجموعة دگرگونی ناحیه‏‌ای را دربر گرفته‌اند. در شیست‏‌ها، کانی‏‌های فراوانی مانند میکاها، گارنت، آندالوزیت، سیلیمانیت، کیانیت و استارولیت یافت می‏‌شوند. بیشتر سنگ‌های دگرگونی همبری کردیریت-آندالوزیت هورنفلس هستند.

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی باتولیت الوند، برگرفته از Eshraghi و Mahmodi (2003) و Eghlimi (2000) با تغییرات

 

 

روش انجام پژوهش

برای انجام این پژوهش در بررسی‌های صحرایی نزدیک به 200 نمونة دستی برداشت شد. سپس برای بررسی‌های زمین‌شیمیایی، از میان آنها شمار 24 نمونه بی دگرسانی، شامل 7 نمونة انکلاو و 10 نمونة میزبان گرانیتوییدی و 7 نمونة سنگ مافیک برای انجام تجزیة ICP-MS برگزیده شدند. این نمونه‏‌ها پس از آماده‌سازی، در آزمایشگاه ونکوور کانادا ACME تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از این تجزیه‏‌ها در جدول 1 آورده شده است. داده‏‌های زمین‌شیمیایی با نرم‏‌افزارهای تخصصی سنگ‏‌شناسی مانند Petrograph، Excel و GCDkit تحلیل و پردازش شدند. برای اندازه‏‌گیری بعد فرکتال انکلاوها 30 نمونه عکس از انکلاوها و سنگ میزبان برای بررسی مرز میان انکلاو و سنگ میزبان گرفته شد. تصویرها با نرم‌افزارهای Digimizer و ImageJ تجزیه و تحلیل شدند. نتایج تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ میزبان و انکلاوها و مقادیر بعد فرکتال انکلاوها برای بررسی میزان آمیختگی انکلاوها و لگاریتم نسبت گرانروی میزبان فلسیک به انکلاوها به‌کار برده شدند که در ادامه به آنها پرداخته خواهد شد.

 

 

جدول1- داده‏‌های تجزیه‏‌های شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة wt.%) و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) سنگ‌های انکلاوهای مافیک تودة آذرین درونی الوند

Rock Type

Mafic Enclaves

Samples No.

Sh-D-E/1

Sh-D-E/2

Sh-D-E/3

Sh-D-E/4

Sh-D-E/5

Sh-D-E/6

Sh-D-E/7

SiO2

51.9

50.5

52.3

50.3

48.22

54.13

54.01

TiO2

1.31

1.65

1.38

1.78

1.21

1.4

1.35

Al2O3

14.88

14.33

14.53

14.02

14.7

14.99

14.81

Cr2O3

0.06

0.04

0.02

0.05

0.03

0.03

0.02

Fe2O3

11.5

11.8

10.07

11.3

9.98

9.85

10.95

MnO

0.35

0.35

0.15

0.21

0.14

0.16

0.15

MgO

3.55

5.77

4.32

5.44

5.78

4.44

4.28

CaO

9.9

8.77

8.89

9.1

9.11

9.79

9.01

Na2O

3.01

3.22

2.9

3.1

2.99

3.25

3.25

K2O

2.61

2.44

2.78

2.4

2.65

2.23

2.32

P2O5

0.15

0.13

0.39

0.16

0.25

0.31

0.44

LOI

0.87

0.79

1.24

1.05

0.94

0.2

0.44

Sum

100.09

99.79

98.97

98.91

96

100.78

101.03

Ni

100

98

77

75

63

75

73

Co

4

4

2

3

1

2

3

V

211

220

340

232

338

214

220

Cs

1.5

1.4

10.4

2.5

 -

 -

 -

Rb

34.4

27.2

133

14.8

10

51

190

Sr

350

229

521

232

523

333

369

Ba

172

169

105

220

107

183

170

Th

9

8

1

1

2

1

3

U

1

1

1

1

1

1

1

Ta

0.6

0.5

2.2

0.5

0.5

0.6

0.6

Nb

11

11

40

11

11

11

11

La

32

17

24

11

22

25

16

Ce

19.3

17.4

76.2

20.3

55

22

40

Pr

2.56

2.35

8.66

2.73

2.77

3.21

2.16

Nd

11.6

10.7

32.2

13.1

11.9

12.98

13

Sm

3.5

3.2

5.2

3.2

3.3

3

3.5

Eu

1.41

1.43

1.43

1.44

1.43

1.39

1.42

Gd

3.95

9.16

4.95

4.41

4.39

3.88

4.1

Tb

0.65

0.64

0.77

0.64

0.6

0.71

0.62

Dy

3.61

3.86

4.71

3.95

-

 -

 -

Ho

0.73

0.6

0.88

0.71

0.8

0.71

0.85

Er

1.82

1.9

2.3

1.81

 -

-

-

Tm

0.23

0.24

0.33

0.23

0.2

0.21

0.31

Yb

1.5

1.5

2.4

1.3

1

1.1

2.5

Lu

0.22

0.22

0.34

0.22

0.21

0.2

0.29

Y

22

62

47

20.4

48

53

60

Hf

2

2

3

3

2

2

2

Zr

67.1

162

84

71

88

215

91

Zn

139

138

88

192

72

87

194

Ga

21

21

20

20

20

20

20

Sn

7

7

4

4

4

4

4

W

<1

<1

<1

<1

<2

<3

<4

 

جدول 1- ادامه

Rock Type

Monzogranite

Granodiorite

Samples No.

Sh-MG-H/1

Sh-MG-H/2

Sh-MG-H/3

Sh-MG-H/4

Sh-MG-H/5

Sh-MG-H/6

Sh-MG-H/7

Sh-MG-H/8

Sh-MG-H/9

Sh-MG-H/10

SiO2

71.2

70.01

70.76

71.3

66.43

66.39

68.23

67.76

67.98

66.3

TiO2

0.61

0.55

0.58

0.51

0.53

0.82

0.65

0.58

0.51

0.83

Al2O3

14.5

15.24

14.09

14.33

14.87

15.63

15.8

15.09

16.33

15.21

Fe2O3

4.77

4.07

4.99

4.92

5.32

5.93

4.51

4.99

4.92

6.33

MnO

0.08

0.06

0.08

0.1

0.1

0.11

0.05

0.08

0.1

0.13

MgO

1.06

1.31

1.3

1.02

2.03

1.1

1.15

1.3

1.02

1.5

CaO

1.6

1.33

1.78

1.35

4.09

1.6

2.29

1.78

1.55

2.23

Na2O

2.72

2.93

2.42

2.74

2.11

2.74

2.15

2.62

2.74

2.52

K2O

4.46

4.45

4.73

4.35

3.3

4.7

4.52

4.73

4.35

3.79

P2O5

0.2

0.14

0.24

0.21

0.16

0.13

0.11

0.22

0.17

0.19

LOI

0.62

1.7

0.42

0.94

1.99

0.81

1.3

0.85

0.55

0.92

Sum

101.2

100.1

101

100.8

100.93

99.15

99.46

99.15

99.67

99.03

Ni

48

67

66

78

18.2

58

25

33

17

44

Co

11

11.2

11.1

7.5

11

4

11.9

3

7.7

5

V

65

128

53

77

85

80

101

50

129

79

Cs

9.3

11

8.8

-

14.5

-

-

-

-

-

Rb

215

190

217

177

125.02

130

129

192

213

176

Sr

181

150

103

101.5

173

113

151

153

150.5

104

Ba

430

350

361

429

288

365

441

388

526

364

Th

7

9.3

8.6

-

9.7

-

-

-

-

-

U

1

1

1

2.6

2.1

2.01

1

1

1

1

Ta

1.8

0.8

1.4

-

1

-

-

-

-

-

Nb

24

21

22

27

11.1

23

22

20

21

24

La

32

40

50.2

40.6

18.2

33

46

37

42

50.4

Ce

65

64

101

94.5

37

111.5

64

80.5

105

81

Pr

4.9

5.9

4.5

 -

4.6

-

 -

 -

-

-

Nd

36

50

33

38

17.87

36

42

35

32

37

Sm

6

6

6

8

4.3

6

7

6

6

6

Eu

1

1

1

1

1.07

1

1

1

1

1

Gd

5.11

4.15

4.56

-

4.8

-

-

-

-

-

Tb

0.82

0.77

0.68

-

0.87

-

-

-

-

-

Dy

1.32

4.21

1.81

-

4.41

-

-

-

-

-

Ho

0.29

0.91

0.26

-

0.92

-

-

-

-

-

Er

0.51

2.52

0.78

-

2.8

-

-

-

-

-

Tm

0.15

0.36

0.1

-

0.4

-

-

-

-

-

Yb

2

4

4

2

2.9

3

2

4

4

4

Lu

0.09

0.38

0.08

-

0.39

-

-

-

-

-

Y

40

61

59

43

30.4

41

27

30

26

41

Pb

24

57

40

23

11.9

83

24

42

21

25

Cr

39

40

30

30

81.9

37

40

40

30

30

Hf

36

22

35

27

4.1

16

23

35

28

19

Zr

191

209

266

221

125

241

195

245

207

260

Zn

75

100

74

56

_

80

112

78

40

170

Ga

21

20

20.3

-

19.8

-

-

-

-

-

Cu

20

23

19

20

_

31

21

12

22

18

W

1

1

1

3

_

1

3

1

1

1

 

جدول1- ادامه

Rock Type

Olivine gabbro

Samples No.

Sh-N /1

Sh-N/2

Sh-N/3

Sh-N/4

Sh-N/5

Sh-N/6

Sh-N/7

SiO2

52.5

53.1

54.2

52.7

54.9

50.3

54.3

TiO2

0.93

0.92

1.28

1.06

1.03

1.38

1.1

Al2O3

15.45

14.99

15.1

14.36

15.7

15.2

15

Cr2O3

0.01

0.04

0.01

0.01

0.01

0.03

0.01

Fe2O3

8.4

9.63

9.34

8.76

8.94

9.57

9.87

MnO

0.13

0.16

0.14

0.14

0.14

0.15

0.15

MgO

5.98

6.05

4.88

4.76

4.13

7.43

4.68

CaO

10.13

10.63

10.02

10.01

10.78

10.4

10.11

Na2O

3.5

2.5

3.1

2.7

3

2.5

2.6

K2O

1.99

1.87

1.74

1.93

1.78

1.55

1.68

P2O5

0.03

0.13

0.17

0.08

0.1

0.23

0.17

LOI

1.8

0.7

0.96

0.55

1.09

1.23

1.07

Sum

100.85

100.72

100.94

97.06

101.6

99.97

100.74

Ni

80

36

104

46

27

54

30

Co

32.2

40.6

30.2

34.2

34.9

41.1

33

V

212

239

207

193

250

176

246

Cs

9.4

3.9

5.5

3.7

5.5

15.4

3.7

Cu

43

88

65

42

31

97

72

Rb

60.2

56.5

76.8

46.1

50.6

42.7

82.7

Sn

2

2

2

2

2

2

2

Sr

280

230

250

260

260

320

260

Ba

90

170

142

90

72

190

270

Th

3.4

5.1

5.4

4.2

3.3

3.5

5.1

U

0.87

1.07

1.75

1.12

0.97

1.17

1.3

Ta

<0.5

<0.5

0.6

<0.5

0.6

1.2

1.1

Nb

9

5

16

19

7

12

6

La

9.5

15.6

16.7

10.1

10.1

15.5

34.6

Ce

18.2

33.8

36.1

21.9

25

34.1

69.3

Pr

2.29

4.07

3.18

2.66

4.48

4.46

7.93

Nd

8.5

16.1

17.4

11.1

10.1

17.2

28.5

Sm

2.7

2.3

4.1

3.6

3.3

4.2

6.1

Eu

0.82

1.17

1.26

0.91

0.8

1.4

1.45

Gd

2.21

3.65

4.54

3.18

3.57

3.95

5.82

Tb

0.46

0.69

0.77

0.51

0.62

0.64

0.93

Dy

2.44

3.77

4.65

3.41

3.78

3.88

5.76

Ho

0.53

0.76

0.97

0.72

0.78

0.77

1.14

Er

1.53

2.1

2.57

1.91

2.13

2.07

3.27

Tm

0.32

0.21

0.28

0.34

0.32

0.38

0.46

Yb

1.3

2.1

2.1

1.7

1.7

1.7

3.2

Lu

0.24

0.4

0.35

0.27

0.24

0.27

0.44

Y

12.6

18.1

23.6

17.5

19.1

19.3

29

Ga

19

19

19

20

21

21

18

Hf

1

4

3

4

3

2

2

Zr

110

96.4

114

35.1

122

153

63.7

Zn

51

62

68

53

57

58

72

W

1

1

<1

1

2

1

2


 

سنگ‏‌نگاری

برپایۀ بررسی‌های سنگ‏‌نگاری، سنگ‌های منطقه شامل گرانیتوییدهای پورفیرویید، گرانیتوییدهای لوکوکرات، سنگ‌های آذرین درونی بازیک و انکلاوهای فلسیک، مافیک، هورنفلسی و سورمیکاسه هستند.

مونزوگرانیت‏‌: مونزوگرانیت‏‌ها با ساخت پورفیرویید بخش بزرگی از سنگ‌های آذرین درونی منطقه را تشکیل می‏‌دهند. این سنگ‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری روشن دیده می‏‌شوند. بافت اصلی آنها نیمه‌شکل‌دار گرانولار است؛ اما به‌علت فراوانی درشت‌بلورهای فلدسپار، بافت پورفیرویید نیز در بسیاری از این سنگ‌ها دیده می‌شود. بافت‏‌هایی مانند پورفیرویید، میکروپرتیت (شعله‏‌ای)، میرمکیت، زونینگ، پویی‏‌کیلیتیک و گرافیک از بافت‌های فرعی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. کوارتز (نزدیک به 30 تا 35 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (نزدیک به 25تا 30 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار‏‌های (ارتوکلاز و میکروکلین) (نزدیک به 25 تا 30 درصدحجمی)، بیوتیت (نزدیک به 15 درصدحجمی) و گاهی مسکوویت از کانی‏‌های اصلی سازندة سنگ هستند (شکل 2 -A). زیرکن، آپاتیت، تورمالین و کانی‌های کدر از کانی‏‌های فرعی هستند. از کانی‌های ثانویه می‏‌توان سرسیت و کلریت را نام برد. زینوکریست‏‌های گارنت، کردیریت و آندالوزیت نیز در این سنگ‌ها دیده می‏‌شود. مونزوگرانیت‏‌ها با همبری تدریجی با گرانودیوریت‏‌ها و با همبری مشخص با لوکوگرانیت‏‌ها قرار گرفته‏‌اند. همچنین، این سنگ‌ها انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، میکروگرانولار فلسیک (شکل 2- B)، سورمیکاسه و هورنفلسی دارند.

گرانودیوریت: این سنگ‌ها با ساختار توده‏‌ای با همبری تدریجی با مونزوگرانیت‏‌ها قرار گرفته‏‌اند و انکلاوهای میکروگرانولار فلسیک دارند (شکل 2- F). گرانودیوریت‏‌ها در نمونة دستی دانه‏‌ریز تا دانه متوسط هستند و به رنگ خاکستری تیره دیده می‏‌شوند. بافت اصلی آنها گرانولار نیمه‏‌شکل‏‌دار است. میرمکیت، گرانوفیری، میکروپرتیت (شعله‏‌ای)، پورفیرویید، پویی‏‌کیلیتیک، زونینگ، میکروگرافیک و سمپلکیت آندالوزیت و اسپینل از بافت‏‌های فرعی آنها هستند. کانی‏‌های اصلی شامل پلاژیوکلاز (نزدیک به ‌40 تا 45 درصدحجمی)، کوارتز (نزدیک به 20 تا 25 درصدحجمی)، فلدسپار‏‌های آلکالن (ارتوکلاز و میکروکلین) (نزدیک به 10 درصدحجمی) و بیوتیت (نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی) هستند. بیوتیت گاه به‌صورت منفرد و گاه به‌صورت لخته‏‌های مافیک دیده می‏‌شود (شکل 2 -C). برخی پژوهشگران حضور لخته‏‌های مافیک بیوتیت را از نشانه‌های آشکار روخداد آمیختگی ماگمایی می‌دانند (Barbarin and Didier, 1991). زیرکن، مسکوویت، آپاتیت، تورمالین، اسپینل، کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی هستند. همچنین، زینوکریست‏‌هایی مانند آندالوزیت، گارنت و سیلیمانیت (فیبرولیت) نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شوند (شکل‌های 2- D تا 2- E و 2- G). سرسیت و کلریت از کانی‏‌های دگرسانی هستند.

الیوین‌گابرو: این واحد با ساخت توده‏‌ای بیشتر در شمال‌خاوری تودة الوند رخنمون دارد. این گروه سنگی در نمونة دستی دانه‌درشت و به رنگ خاکستری مایل به سیاه دیده می‌شود. بافت اصلی آن گرانولار و گرانولار نیمه‏‌شکل‏‌دار است و بافت کرونا نیز در آن دیده می‏‌شود. کانی‏‌های اصلی شامل پلاژیوکلاز (30 تا 35 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (20 تا30 درصدحجمی)، الیوین (15 تا 20 درصدحجمی) و بیوتیت (10 تا 15 درصدحجمی) است. گاه الیوین‏‌ها حاشیة واکنشی دارند که با ارتوپیروکسن جایگزین شده‏‌اند. کانی‏‌های ثانویه شامل جایگزین یکنواخت پیروکسن به آمفیبول و پلاژیوکلاز به کلسیت و کانی‏‌های گروه اپیدوت است. آپاتیت، اسفن و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی هستند (شکل‌های 2- H تا 2- I).

 

 

 

شکل 2- تصویر میکروسکوپی از: A) مونزوگرانیت پورفیرویید (تصویر XPL)؛ B) مرز مونزوگرانیت پورفیرویید و انکلاو فلسیک (تصویر XPL)؛ C) لخته‏‌های مافیک در گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ D) گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ E) آندالوزیت در گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ F) مرز گرانودیوریت و مرز انکلاو فلسیک (تصویر XPL)؛ G) سمپلکیت آندالوزیت و اسپینل در گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ H) الیوین گابرو (تصویر XPL)؛ I) الیوین گابرو (تصویر XPL) (نام اختصاری کانی‌ها (Whitney and Evans, 2010): And: andalusite؛ Bt: biotite؛ Or: orthoclase؛ Ol: olivine؛ Opx: orthopyroxene؛ Pl: plagioclase؛ Qz: quartz؛ Spn: sphene؛ Zrn: zircon)

 

 

گرانیتوییدهای لوکوکرات یا گرانیت‏‌های سفید: این سنگ‌ها با ساخت توده‏‌ای و گاه پورفیرویید در نمونة دستی به رنگ سفید شیری تا خاکستری روشن و گاهی صورتی رنگ (به‌علت حضور سوزن‏‌های روتیل) هستند (Aliani et al., 2011). بافت غالب در این نوع سنگ پورفیرویید و گاه گرانولار بی‏‌شکل است. بافت‏‌‏‌های فرعی مانند میکروپرتیت و گرانوفیری نیز در این واحد دیده می‌شوند. کوارتز (25- 20 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز سدیک (60- 35 درصدحجمی)، ارتوکلاز با بافت پرتیتی و میکروکلین با ماکل شطرنجی (25- 15 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی این سنگ‌ها هستند. بیوتیت به‌ندرت و به‌صورت کانی نیمه‏‌شکل‏‌دار، میان‌روزنه‏‌ای و کلریتی‌شده است که میانبار‏‌هایی از کانی زیرکن دارد. وجه تمایز لوکوگرانیت‏‌ها با مونزوگرانیت‏‌ها کمبود کانی بیوتیت در این واحد سنگی است. زیرکن، اسفن، زوییزیت، کانی کدر و آپاتیت از کانی‏‌های فرعی آن هستند. مسکوویت، سرسیت و کلریت نیز از کانی‏‌های ثانویه این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. این توده جوان‌ترین فاز آذرین درونی الوند و دربردارندة انکلاوهای مافیک است.

 

انکلاوهای میکروگرانولار فلسیک (FME): این انکلاوها، دانه‌ریز هستند و با همبری تدریجی درون گرانیت‏‌ها دیده می‏‌شوند. ترکیب کانی‏‌‏‌شناسی آنها همانند سنگ‏‌ میزبان گرانیتی‌شان است (شکل 3- A)؛ اما دانه‏‌ریزتر هستند و گاه کوارتز‏‌های چشمی (زینوکریست کوارتز) در آنها دیده می‌شوند (شکل 3- B). این ویژگی نشان‌دهندة آمیختگی ماگمایی در منطقه است.

 

انکلاوهای میکروگرانولار مافیک (MME): این انکلاوها در نمونة دستی سبز تیره متمایل به سیاه یا خاکستری تیره هستند و به‌صورت انکلاو و دایک‏‌های همزمان با پلوتونیسم گسیخته با مرز مشخص در تودة آذرین درونی الوند گسترش دارند (شکل‌های 3- I تا 3- J). بافت اصلی آنها میکروگرانولار و بافت فرعی آنها پویی‏‌کیلیتیک است. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک 50 تا 70 درصدحجمی پلاژیوکلاز، 25 تا 40 درصدحجمی بیوتیت و 5 تا 10 درصدحجمی هورنبلند (شکل 3- C) دارند. کانی‏‌های فرعی عبارتند از کوارتز، ارتوکلاز و میکروکلین، آپاتیت (گاهی به‌صورت سوزن‏‌های آپاتیت)، زیرکن، اسفن و کانی‌های تیره هستند. گاهی کانی‏‌های تیره در مرز میان انکلاو و میزبان متمرکز شده‏‌اند. گاهی زینوکریست کوارتز و مگاکریست پتاسیم‌فلدسپار در این انکلاوها یافت می‏‌شوند که کانی‏‌های دما بالاتر ریزبلور مانند بیوتیت، پلاژیوکلاز و آمفیبول اطراف آنها را فراگرفته‏‌اند. در حقیقت، حاشیه‌ای نازک و دانه‏‌ریز دارند که نشان می‌دهد در این منطقه آمیختگی ماگمایی روی داده است (Perugini et al., 2003). با توجه به اینکه ترکیب شیمیایی بیشتر انکلاوها برای تبلور درشت بلور پتاسیم‌فلدسپار خوب نیست، پس مواد لازم برای تبلور مگاکریست‏‌های این کانی باید از خاستگاه خارجی فراهم شده باشد (Vernon, 1991). به باور Vernon (1991)، مگاکریست‏‌های پتاسیم‌فلدسپار در انکلاو و سنگ میزبان از یک خاستگاه هستند. ماگمای سازندة سنگ میزبان خاستگاه عنصرهای مورد نیاز برای تبلور فنوکریست‏‌های پتاسیم‌فلدسپار است. برپایة نظریة Castro و همکاران (1991)، بیشتر مگاکریست‏‌ها در انکلاوها، شاید زینوکریست‏‌های متبلورشده در ماگمای سیلیسی میزبان بوده‌اند که ماگمای سازندة انکلاو آنها را به‌دام انداخته است. Baxter و Feely (2002) وجود فنوکریست‏‌های پتاسیم‌فلدسپار را گواهی بر تبلور پتاسیم‌فلدسپار در هنگام انتقال مکانیکی شمرده‌اند. برپایة پیشنهاد Bussy (1990)، هنگامی‌که بلورهای پتاسیم‌فلدسپار در محیط جدیدی با دمای بیشتری قرار می‌گیرند ناپایدار و به‌طور موضعی از سطوح خارجی و به‌ندرت از درون دستخوش انحلال می‏‌شوند. در این حالت، حفره‌های حاصل از انحلال شاید با مواد زمینة انکلاو پر شوند. وی حضور درشت‌بلور پتاسیم‌فلدسپار با حاشیة انحلالی در انکلاو را علتی برای آمیختگی ماگمایی می‌داند (شکل‌های 3- D تا 3- F).

 


 

شکل 3- A) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از انکلاو میکروگرانولار فلسیک؛ B) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از کوارتز چشمی (زینوکریست کوارتز) در انکلاو میکروگرانولار فلسیک؛ C) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از انکلاو میکروگرانولار مافیک؛ D) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از مگاکریست پتاسیم‌فلدسپار در انکلاو میکروگرانولار مافیک؛ E) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از مگاکریست پتاسیم‌فلدسپار در انکلاو میکروگرانولار مافیک؛ F) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از کوارتز چشمی در انکلاو میکروگرانولار مافیک؛ G) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از انکلاو سورمیکاسه؛ H) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از انکلاو هورنفلسی؛ I) دورنمایی از رخنمون بخشی از یک دایک همزمان با پلوتونیسم که به انکلاوهای مافیک قطعه‌قطعه شده است؛ J) نمای نزدیک اجتماعی از انکلاوهای مافیک ریزدانه که از دایک‏‌های همزمان با پلوتونیسم منشعب شده‏‌اند (نام اختصاری کانی‌ها (Whitney and Evans, 2010): Amp: Amphibole؛ Bt: Biotite؛ Grt: Garnet؛ Or: Orthoclase؛ Qz: Quartz؛ Sil: Sillimanite)

 


انکلاوهای سورمیکاسه (رستیتی): انکلاوهای سورمیکاسه بافت دگرگونی بارز، متورق و گاهی نیز چین‏‌خورده دارند. این انکلاوها در مونزوگرانیت الوند دیده می‌شوند و به‌علت داشتن پوستة بیوتیتی، به‌آسانی از گرانیتویید میزبان جدا می‌شوند. انکلاوهای سورمیکاسه اساساً از بیوتیت ساخته شده‏‌اند (شکل 3- G). افزون‌بر‌این، مسکوویت و گاه کانی‏‌های غنی از آلومینیم (سیلیمانیت، آندالوزیت و گارنت) نیز دارند.

انکلاوهای هورنفلسی: انکلاوهای هورنفلسی به‌صورت زینولیت‏‌هایی از سنگ‌های رسوبی دگرگون شده با ابعاد سانتیمتری تا چند متری و به‌صورت توده‏‌ای با شکل‌های زاویه‏‌دار و مرز مشخص درون گرانیت‏‌ها دیده می‏‌شوند. این انکلاوها به‌سختی از سنگ میزبان خود جدا می‏‌شوند. رنگ این انکلاوها در نمونة دستی خاکستری روشن و معمولاً دانه‏‌ریز هستند. بافت آنها گرانوبلاستیک و گاهی پورفیروبلاستیک است. کوارتز، ارتوکلاز، بیوتیت و مسکوویت از کانی‏‌های اصلی و گارنت، تورمالین، آندالوزیت، فیبرولیت و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی هستند. گارنت شکستگی نشان می‌دهد و در حال دگرسانی است. همچنین، کانی مافیک بیوتیت در اطراف گارنت تجمع پیدا کرده است. گارنت و بیوتیت بیشتر در مرز میان انکلاو و گرانیت تجمع یافته‏‌اند (شکل 3- H).

 

زمین‏‌شیمی

نام‏‌گذاری و رده‏‌بندی شیمیایی

برپایة نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O، نمونه‏‌های بررسی‌شده ردر گسترة گرانیت و گرانودیوریت (سنگ میزبان)، دیوریت (انکلاو مافیک) و الیوین گابرو جای می‏‌گیرند (شکل 4- A).

 

 

 

شکل 4- ترکیب انکلاوهای مافیک تودة آذرین درونی الوند در: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Middlemost, 1985)؛ B) نمودار Na2O دربرابر K2O برای تعیین تیپ گرانیتوییدهای الوند (Chappell and White, 2001)

 

 

برای تعیین تیپ سنگ‌ها نمودار Na2O دربرابر K2O به‌کار برده شده است. همان‌گونه‌که در شکل 4- B دیده می‏‌شود، مونزوگرانیت‏‌ها و گرانودیوریت‏‌ها در تیپ S، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و الیوین گابرو در تیپ I تصویر شده‏‌اند. ازآنجایی‌که انکلاوهای میکروگرانولار مافیک بیشتر در گرانیت‏‌های تیپ I دیده می‏‌شوند، حضور این انکلاوها در گرانیت‏‌های میزبان (مونزوگرانیت پورفیرویید و گرانودیوریت) مجموعة الوند که تیپ S هستند نشان‏‌ می‌دهد این انکلاوها قطعاتی از سنگ‌های قدیمی و یا دایک‏‌های همزمان با پلوتونیسم هستند.

برپایة نمودار پیشنهادیِ Rickwood (1989) (شکل 5- A) انکلاوها و سنگ‌های میزبان و نوریت‏‌های مجموعة الوند در سری ساب‌آلکالن و برپایة نمودار AFM (شکل 5- B) نمونه‏‌ها در سری کالک‏‌آلکالن قرار دارند.

 

 

 

شکل 5- ترکیب انکلاوهای مافیک تودة آذرین درونی الوند در: A) نمودار تعیین سری ماگمایی (Rickwood, 1989) برای نمونه‏‌های انکلاو و میزبان؛ B) نمودار AFM برای جدایی گستره‏‌های آهکی – قلیایی و تولییتی (Irvine and Baragar, 1971)

 

 

برپایة نمودار SiO2 دربرابر K2O (شکل 6- A) که Peccerilo و Taylor (1976) آن را رسم کرده‌اند، سنگ‌های منطقه سرشت کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا را نشان می‏‌دهند. در نمونه‏‌های الیوین‌گابرو و انکلاو میکروگرانولار مافیک، ارتوکلاز و بیوتیت کانی اصلی نیست. داشتن پتاسیم بالا در آنها کمی دور از انتظار است و احتمالاً در پی متاسوماتیسم، پتاسیم در آنها بالا رفته است (Alizaadeh, 2011).

برپایة رده‏‌بندی Shand (1943)، گرانیتوییدهای میزبان در محدودة پرآلومین و الیوین‌گابرو و انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در محدودة متاآلومین تصویر شده‏‌اند (شکل 6- B). با توجه به حضور کانی‏‌های تیره (مانند بیوتیت و هورنبلند) در گرانیتوییدهای مزوکرات منطقه و نیز حضور کانی‏‌های غنی از آلومینیم (مانند گارنت و آندالوزیت) و نیز وجود انکلاوهای پوسته‏‌ای در گرانیتوییدهای پورفیرویید الوند، سرشت پرآلومینوس این گرانیتوییدها را می‏‌توان به فرایندهای هضم در بخش‏‌های میانی و بالایی پوستة قاره‏‌ای مرتبط دانست (Aliani, 2011).

 

زمین‌شیمی عنصرهای اصلی

در نمودارهای Harker (1909)، روند تغییرات عنصرهای اصلی و فرعی در گرانیتوییدها، الیوین‌گابرو و انکلاوهای مافیک بررسی شده است (شکل 7). روند ترکیبی انکلاوهای مافیک در نمودارها همانند الیوین‌گابرو است و این ویژگی نشان‏‌دهندة هم‌خاستگاه‌بودن احتمالی آنهاست. مقدار Al2O3 در میزبان گرانیتوییدی روند کاهشی و در الیوین‌گابرو روند افزایشی نشان می‏‌دهد. با افزایش SiO2، مقدار MgO در میزبان گرانیتوییدی و در الیوین‌گابرو روند کاهشی دارد. این روند را می‏‌توان با مصرف این اکسید در کانی‏‌های آمفیبول و پیروکسن هنگام جدایش بلورین توجیه کرد. همچنین، برپایة نمودارها، با افزایش SiO2، مقدار اکسید CaO در تودة گرانیتوییدی و الیوین‌گابرو روند کاهشی دارد؛ اما در کل، به‌علت درصد بالاتر پلاژیوکلاز، مقدار CaO در انکلاوها نسبت به میزبان بیشتر است. FeO و TiO2 ویژگی‌های زمین‌شیمیایی یکسانی دارند که در مراحل نخستین تبلوربخشی در ساختار کانی‏‌های فرومنیزین وارد می‏‌شوند. ازاین‌رو، مقدار آنها در الیوین‌گابرو نسبت به نمونه‏‌های گرانیتوییدی بیشتر است؛ اما در کل روند کاهشی دارند. همچنین، MnO در مراحل نخستین جدایش بلورین وارد کانی‏‌های فرومنیزین می‏‌شود؛ ازاین‌رو، در الیوین‌گابرو روند افزایشی دارد که این روند چندان محسوس نیست و در نمونه‏‌های گرانیتوییدی روند کاهشی دارد. Na2O نیز هنگام جدایش بلورین در ساختار پلاژیوکلاز سدیک و آمفیبول می‏‌شود. K2O نیز در ساختار بیوتیت و آلکالی‌فلدسپار وارد می‏‌شود؛ ازاین‌رو، در مراحل پایانی جدایش بلورین مقدار آن افزایش می‏‌یابد؛ اما با توجه به متاسوماتیسم روی‌داده در منطقه، در نمودار Na2O و K2O روند منظمی دیده نمی‏‌شود. همچنین، برپایة شکل 7، همبستگی مثبت قوی میان TiO2 و P2O5 و همبستگی منفی میان این اکسیدها با SiO2 دیده می‏‌شود. این ویژگی‌ها از ویژگی‌های ماگماتیسم کالک‌آلکالن به‌شمار می‏‌روند (Chappell and White, 1984). انکلاوهای مافیک دانه ریز خاستگاه گوشته‏‌ای دارند. ماگمای سازندة آنها درون پوسته تزریق شده و با ذوب سنگ‌های پوسته‏‌ای در ژرفای کم، ماگمای گرانیتی را پدید آورده است.

 

 

 

شکل 6- ترکیب انکلاوهای مافیک تودة آذرین درونی الوند در: A) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerilo and Taylor, 1976) برای تعیین سری ماگمایی سنگ‌های میزبان و انکلاوهای الوند؛ B) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)

 

 

شکل 7- نمودار اکسیدهای اصلی دربرابر سیلیس (Harker, 1909)، برای نمونه‏‌های گرانیتوییدی، الیوین گابرو و انکلاو میکروگرانولار مافیک

 

 

زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب

در شکل 8، تغییرات عنصرهای کمیاب دربرابر SiO2 نشان داده شده است. بررسی عنصرهای کمیاب بخش اصلی از سنگ‌شناسی مدرن است؛ زیرا نسبت به عنصرهای اصلی کارایی بهتری در شناخت فرایندهای سنگ‌شناسی دارد. برپایة نمودارهای تغییر با افزایش SiO2 مقدار Sr در میزبان گرانیتوییدی و الیوین‌گابرو روند کاهشی نشان می‏‌دهد. عنصر Sr بیشتر در پلاژیوکلاز به‌صورت پذیرفته‌شده و در آلکالی‌فلدسپار به‌صورت اسیر‌شده حضور دارد. با توجه به حضور فراوان‌تر پلاژیوکلاز کلسیم‌دار در انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و الیوین‌گابرو، غنی‌شدگی این عنصر در آنها نسبت به میزبان گرانیتوییدی توجیه‌شدنی است (Rollinson, 1993). با افزایش SiO2، مقدار Ba در الیوین‌گابرو و میزبان گرانیتوییدی روند کاهشی دارد. عنصر باریم در ساختار کانی‏‌هایی مانند بیوتیت، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و هورنبلند وارد می‏‌شود. در حالت حاکم‌بودن تبلوربخشی، باریم باید با سیلیس ارتباط مثبت نشان دهد. اگر میزان آن تغییر نکند و یا حتی کاهش یابد دلیل بر ذوب‏‌بخشی کانی‏‌های پتاسیم‏‌دار است (Alizadeh, 2011).

 

 

 

شکل 8- نمودار عنصرهای فرعی دربرابر سیلیس (Harker, 1909)، برای نمونه‏‌‏‌های گرانیتویید، الیوین گابرو و انکلاوهای میکروگرانولار مافیک

 

 

با افزایش SiO2، مقدار V در نمونه‏‌های بررسی‌شده روند کاهشی نشان می‏‌دهد. به‌گونه‌ای‌که این عنصر در مراحل نخستین جدایش بلورین وارد کانی‏‌های پیروکسن، بیوتیت و آمفیبول می‏‌شود. با افزایش SiO2 مقدار Y روند افزایشی در الیوین‌گابرو و روند کاهشی در گرانیتویید میزبان نشان می‏‌دهند که Y بیشتر در ساختار کانی‏‌هایی مانند گارنت، آمفیبول، پیروکسن و در فازهای فرعی مانند اسفن و آپاتیت وارد می‏‌شود. با افزایش مقدار SiO2، مقدار Ni در همة نمونه‏‌های بررسی‌شده روند کاهشی نشان می‏‌دهد. این روند کاهشی را می‏‌توان پیامد (1) نقش تبلوربخشی الیوین و (2) آمیختگی ماگمای مافیک با ماگمای فلسیک دانست. عنصر Zr در ماگمای مافیک و ماگمای فلسیک رفتار متفاوتی از خود نشان می‏‌دهد. در ماگمای مافیک به‌علت بالابودن دما به‌صورت محلول باقی‏‌می‏‌ماند؛ اما با افزایش فرایند جدایش بلورین به‌صورت بلور زیرکن متبلور و جدا می‏‌شود. ازاین‌رو، با افزایش SiO2 در الیوین‌گابرو Zr روند کاهشی نشان می‌دهد؛ اما در میزبان گرانیتوییدی به‌علت شرکت در فاز زیرکن روند مثبت دارد. روند تغییرات Rb نسبت به SiO2 تقریباٌ صعودی است. این عنصر به‌علت اختلاف چشم‏‌گیر در شعاع یونی و بار الکتریکی جانشین عنصرهای اصلی نمی‏‌شود؛ بلکه برپایة غلظت کم در مرحلة پایانی تبلور ماگمایی به‏‌صورت غنی‏‌شده در آبگون‏‌های بجا‏‌مانده دیده می‏‌شود. برپایة نمودارها مقدار Sr، V و Ni در انکلاوها نسبت به میزبان گرانیتوییدی و مقدار Rb، Zr و Ba در میزبان گرانیتوییدی نسبت به انکلاو بیشتر هستند. این پدیده را می‏‌توان پیامد فرایند آمیختگی ماگمایی دانست. پراکندگی عنصرهای اصلی و کمیاب در نمودارها نیز چه‌بسا پیامد آلایش ماگمایی است (Zorpi et al., 1991).

 

نمودارهای عنکبوتی

در این نوشتار از نمودار‏‌های عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشتة اولیه و مورب‏‌ها بهره گرفته شده است (شکل 9). برپایة نمودارها غنی‌شدگی K در سنگ‌های منطقه نشان‌ می‌دهد این عنصر در مراحل پایانی جدایش بلورین ماگمایی در سنگ‌های جدایش‌یافته‏‌تر و اسیدی وارد کانی‏‌هایی مانند آلکالی‌فلدسپار می‏‌شود. فراوانی پتاسیم چه‌بسا نشان‌دهندة دخالت پوستة قاره‏‌ای در پیدایش ماگمای مادر سنگ‌های منطقه است (Harris et al., 1986)؛ اما Lu آنومالی کم و تهی‏‌شدگی نیوبیم در سنگ‌های منطقه نشان‌دهندة پیدایش ماگما از گوشتة متاسوماتیک در منطقة فرورانش است (Tepper et al., 1993). در سنگ‌های گرانیتی S-type منطقه، عنصر Ti اصولاً به‌صورت ایلمنیت حضور دارد. این عنصر می‏‌تواند جانشین Al در کوردیناسیون شش شود و به‌همین‌ علت در پیروکسن، هورنبلند و بیوتیت احتمالاً به‌صورت اسیرشده حضور دارد (Wilson, 2007). تیتانیم در مسکوویت دیده نمی‏‌شود (Wilson, 2007)؛ زیرا در ماگماهای شدیداً سیلیسی تیتانیم به‌صورت کانی تیتانیت از ماگما خارج می‏شود. در سنگ‌های این منطقه، تیتانیم آنومالی منفی از خود نشان می‏‌دهد؛ زیرا به‌صورت اسفن و بیوتیت در طول جدایش بلورین از مذاب جدایش یافته است. همچنین، این ویژگی نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‌ها در محیط فرورانش است (Wilson, 2007). برپایة الگوی پراکندگی عنصرهای ناسازگار، فراوانی عنصرهای Cs، U و K می‌تواند نشان‌دهندة دخالت پوستة قاره‏‌ای در پیدایش ماگمای مادر سنگ‌های منطقه باشد (Tepper et al., 1993). در این نمودارها، ناهنجاری منفی عنصرهای Ba و Nb دیده می‌شود که ویژگی توده‏‌های گرانیتوییدی کالک‌آلکالن کمانی است (Tepper et al., 1993).

 


 

شکل 9- نمودارهای عنکبوتی برای نمونه‏‌های انکلاو در تودة آذرین درونی الوند در: A) نمودار بهنجارشده به گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار بهنجارشده به ترکیب NMORB (Sun and McDonough, 1989)

 

 

در شکل‌های 9- A و 9- B، عنصر Pb نسبت به دیگر عنصرها غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهد. سرب فراوان‌ترین عنصر سنگین در پوسته است و آنومالی مثبت Pb چه‌بسا نشان‌دهندة متاسوماتیسم گوشته‏‌ای با سیال‏‌های برخاسته از پوستة اقیانوسیِ فرورو و یا آلایش ماگما با پوستة ‏‌قاره‏‌ای است (Kamber et al., 2002). آنومالی نسبتاً منفی Ce نیز که در این نمودار (شکل 8) دیده می‏‌شود احتمالاً نشان‌دهندة وجود مقدار بسیار ناچیزی رسوب در هنگام فرورانش است (Avanzinelli et al., 2008).

ناهنجاری منفی Ba در شکل 9 از ویژگی‏‌های پوستة بالایی قاره‏‌ای است (Foley and Wheller, 1990). تهی‏‌شدگی P که در شکل 8 دیده می‌شود نیز شاید نشان‏‌دهندة تبلور فاز آپاتیت در طول کریستالیزاسیون است. آلایش با مواد پوسته‏‌ای در سنگ‌ها تأثیر بسیار بالایی در فراوانی عنصرهای فرعی (به‌ویژة عنصرهای ناسازگار) دارد. آلایش با مواد پوسته‏‌ای باعث افزایش میزان K و از سوی دیگر، فقدان و تحلیل Nb می‏‌شود. در نتیجه سنگ‌های این منطقه از عنصرهای LILE و LREE غنی‏‌شدگی و از عنصرهای HFSE تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. این ویژگی شاخص سنگ‌های پدیدآمده در کمان‏‌های آتشفشانی پهنه‌های فرورانش و حاشیة فعال قاره‌ای است (Sajona et al., 1996). نتایج به‌دست‌آمده در این بخش با نتایج Alizadeh (2010) همخوانی دارند.

 

آمیختگی ماگمایی

پژوهشگرانی مانند Fenner (1926)، Bowen (1928) و Kuno (1936) فرضیة آمیختگی ماگمایی را بررسی کرده‌اند و پس از آنها این فرضیه رو به توسعه نهاد و سنگ‏‌شناسان به آن پرداختند. آمیختگی ماگمایی ساختارهای فرکتال را پدید می‏‌آورد (Perugini and Poli, 2012). پدیدارشدن ساختارهای فرکتال در انکلاوهای الوند تأییدی بر فرایند آمیختگی ماگمایی در این توده است. ازاین‌رو، انکلاوهای میکروگرانولار فرکتال‏‌های طبیعی دانسته می‏‌شوند (Ottino et al., 1988).

اندازه‏‌گیری بعد فرکتال انکلاوها در تودة آذرین درونی الوند

با به‌کارگیری روش بررسی هندسة فرکتال انکلاوها می‌توان پیچیدگی ریخت‌شناسی انکلاوها را بررسی کرد که به نام بعد فرکتال (Dbox) شناخته می‏شود. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در تودة آذرین درونی الوند با ریخت‌شناسی متفاوت از حالت بسیار نامنظم تا تقریباً گردشده و با اندازه‏‌های میلیمتری تا چندین متر دیده می‏‌شوند. بررسی هندسة فراکتال انکلاوها برای بررسی فرایندهای آمیختگی ماگمایی، پویایی آشیانة ماگمایی و فرایندهای انتشار (که هنگام آمیختگی ماگمایی روی می‏‌دهند) کاربرد دارد. ازاین‌رو، پیشنهاد می‏‌شود شکل انکلاوها به شدت تابع حرکت‌های خطی تا آشفته حاصل از برهم‏‌کنش ماگماهای مافیک و فلسیک در آشیانه‌های ماگمایی است (Kumar et al., 2004). نیروهای همرفتی که سبب آمیختگی و آشفتگی پی‏‌در‏‌پی در آشیانة ماگمایی می‏‌شوند، عامل پراکنده شدن انکلاوها در ماگمای میزبان هستند (De Campos et al., 2011). به‌طور کلی، مرز همبری انکلاوها و سنگ میزبان ناهمگن است. این ناهمگنی شکلی در مرز میان سنگ میزبان و انکلاو را می‌توان به‌عنوان ساختارهای فرکتال اندازه‏‌گیری کرد. ازاین‌رو، برای اندازه‏‌گیری بعد فرکتال انکلاوها، از سطح دو بعدی 30 نمونة انکلاو مافیک برای تصویرکردن سطح همبری میان انکلاوها و سنگ میزبان عکس گرفته شد. این تصویرها با نرم‌افزارهای Digimizer و ImageJ به تصویرهای دوتایی (Binary) تبدیل شدند. بعد فرکتال انکلاوها به روش شمارش مربعی (Box-Counting) به‌دست می‏‌آید (Dbox)؛ بدین‌گونه‌که روی هر تصویر دوتایی سیاه و سفید، سکانسی از شبکه‏‌های مربعی شفاف با اندازه‏‌های متفاوت (r) قرار می‏‌گیرد و شمار مربع‏‌هایی (N) که در مرز میان دو محیط هستند شمارش می‏‌شود (N=r-Dbox). الگوهای فرکتال انکلاوها با به‌کارگیری فرمول زیر به‌دست می‌آیند (Mandelbrot, 1984):

Log(N) = -Dbox+ Log (r)

شیب خط نمودار Log(N) برابر -Dbox است. همان‌گونه‌که در شکل 10 دیده می‏‌شود، نمودارهای 1 تا 12 به‌ترتیب مقدارهای Dbox انکلاوها کاهش می‏‌یابد. کاهش بعد فرکتال انکلاوها با کاهش پیچیدگی‏‌های ریخت‏‌شناسی انکلاوها همراه است. مقادیر Dbox انکلاوها در 30 نمونه میان 08/1 تا 21/1 متغیر (جدول 2) و در نمودار ستونی (شکل 11-A) مد آن 1/1 است. همان‏‌گونه‌که در شکل 10 دیده می‏‌شود، افزایش پیچیدگی ریخت‏‌شناسی در انکلاوها، سبب افزایش بعد فرکتال می‏‌شود و نزدیک‏‌تربودن ترکیب آن به عضو پایانی مافیک (ماگماهای پدیدآمده از گوشته) را نشان می‏‌دهد. با توجه به اینکه انکلاوها در تودة آذرین درونی الوند طیف متغیری از ابعاد فرکتال بالا تا پایین را نشان می‏‌دهند، پس در شمال تودة الوند، مناطق فعال و مناطق با فعالیت فیزیکی کمتری وجود دارد که درآنها میزان اختلاط متفاوت است؛ به‌گونه‌ای‌که هرچه از توده‌های مافیک به‌سوی مرکز تودة گرانیتوییدی نزدیک شویم شمار انکلاوها کم، اندازة آنها کوچک‌تر و بعد فرکتال آنها کمتر می‌شود. ترکیب انکلاوها در تودة آذرین درونی الوند به ترکیب گوشته نزدیک‏‌تر است و آمیختگی با ماگمای فلسیک میزبان را نشان می‏‌دهد (Shahbazi et al., 2010). داده‏‌های زمین‌شیمیایی نیز تأیید می‏‌کنند انکلاوها در تودة آذرین درونی الوند به ترکیب گوشته گرایش دارند (Shahbazi et al., 2010) و کمی آمیختگی با ماگمای میزبان را در سرگذشت خود ثبت کرده‏‌اند (Alizadeh, 2011).

 

 

جدول 2- داده‌های بعد فرکتال انکلاوها (Dbox) و نسبت لگاریتم گرانروی میزبان و انکلاو‏‌ها (Log VR) در تودة آذرین درونی الوند (این مقدارها با نرم‏‌افزار ImageJ به‏‌دست آمده‌اند. مقدارهای C2 تا C64 معرف سکانس‏‌های مربعی با اندازه‏‌های متفاوت هستند)

Sample No.

C2

C3

C4

C6

C8

C12

C32

C64

D

Dbox

LogVR

1

1787

1084

764

479

318

215

139

61

27

1.211

0.74

2

1430

879

625

379

272

155

120

49

23

1.201

0.71

3

1814

1102

783

475

338

209

151

66

28

1.197

0.7

4

1496

904

645

394

284

174

126

54

24

1.19

0.69

5

1515

915

665

399

286

179

131

56

25

1.181

0.67

6

1464

889

637

394

280

165

121

52

26

1.177

0.66

7

1409

859

632

384

291

172

125

56

23

1.177

0.66

8

1459

900

642

398

271

169

120

51

27

1.173

0.65

9

1496

920

618

410

288

186

128

57

26

1.166

0.63

10

1125

701

500

298

231

138

102

47

19

1.164

0.63

11

1128

680

498

300

211

138

95

45

20

1.159

0.62

12

1737

1070

752

469

331

206

150

70

31

1.158

0.62

13

1494

910

632

401

279

178

128

58

27

1.156

0.61

14

1215

756

539

345

244

164

110

50

22

1.152

0.60

15

856

562

411

267

191

122

87

40

16

1.14

0.58

16

575

365

274

178

129

75

58

26

11

1.138

0.58

17

1174

789

568

371

265

175

123

57

22

1.136

0.57

18

805

532

392

258

184

116

80

37

16

1.135

0.57

19

1254

816

606

392

279

180

127

57

25

1.131

0.56

20

811

550

419

268

203

131

92

40

17

1.116

0.54

21

723

487

355

224

171

104

79

35

16

1.105

0.52

22

694

475

345

229

166

109

75

36

15

1.104

0.51

23

1113

770

544

371

263

173

117

56

25

1.103

0.51

24

659

434

321

207

156

96

68

31

15

1.103

0.51

25

1027

665

514

336

242

159

116

51

22

1.103

0.51

26

1005

608

432

271

207

126

94

44

22

1.101

0.51

27

840

559

416

270

197

127

90

41

19

1.1

0.51

28

1150

760

566

372

262

172

120

58

26

1.096

0.50

29

803

529

406

252

188

120

87

40

19

1.088

0.49

30

693

457

337

217

156

106

76

36

16

1.083

0.48

 

شکل 10- نمونه‏‌هایی از انکلاوهای مافیک و تصویرهایی از همبری آنها با سنگ میزبان که برای هر یک، مقدارهای بعد فرکتال با نرم‌افزار ImageJ به‌دست‌ آمده (Dbox) و به‌صورت نمودارهای فرکتال ترسیم شده‌اند.

 

شکل 10- ادامه

 

 

گرانروی

داده‌های تجزیة فرکتال و آزمایش‏‌های دینامیک سیال‏‌ها گویای این هستند که هرچه مرز میان دو مذاب فلسیک و مافیک ناهمگن‏‌تر باشد (بعد فرکتال انکلاوها بیشتر باشد)، اختلاف گرانروی میان دو محیط بیشتر است. برای نشان‌دادن ارتباط میان پیچیدگی ریخت‏‌شناسی همبری میان دو سیال با گرانروی سنگ میزبان و انکلاو Log(VR) رابطة تجربی زیر پیشنهاد شده است (Perugini and Poli, 2005):

Log (VR) = 0.013*e3.34*Dbox

 

برپایة این رابطه، هنگامی‌که دو سیال در فرایند آمیختگی کنار هم قرار می‏‌گیرند، افزایش پیچیدگی ریخت‏‌شناسی در محل همبری دو سیال نشان‌دهندة افزایش اختلاف گرانروی میان دو محیط است (Albert et al., 2014). شرط استفاده از این رابطه اینست که هنگام آمیختگی، ماگماها تبلور چندانی را پشت سر نگذاشته باشند و بتوان آنها را سیال در نظر گرفت. در این پژوهش، برپایة رابطة بالا و برپایة بعد فرکتال ریخت‏‌شناسی انکلاوها، نسبت گرانروی میزبان به انکلاو، میان 48/0 تا 74/0 به‌دست آمده است (جدول2) و همان‌گونه‌که در شکل 11- B دیده می‏‌شود، در نمودار ستونی، مد 51/0 را نشان می‏‌دهد.

 

 

 

شکل 11- A) نمودار ستونی فراوانی توزیع مقادیر ابعاد فرکتال انکلاوهای مافیک (Dbox) در تودة آذرین درونی الوند (ردة 1/1Dbox= بالاترین فراوانی را نشان می‏‌دهد)؛ B) نمودار ستونی فراوانی توزیع مقادیر لگاریتم گرانروی Log(VR) سنگ میزبان و انکلاوها (ردة 51/0 بالاترین فراوانی را نشان می‏‌دهد)؛ C) نمودار تغییرات ابعاد فرکتال انکلاوها (Dbox) دربرابر نسبت لگاریتم گرانروی Log(VR) برای انکلاوهای مافیک در تودة آذرین درونی الوند

 

 

برپایة شکل 11- C، ابعاد فرکتال انکلاوها و لگاریتم نسبت گرانروی رابطة مستقیم دارند. هنگامی‌که اختلاف گرانروی افزایش می‏‌یابد، پیچیدگی‏‌های سطح همبری نیز افزایش می‏‌یابد (افزایش بعد فرکتال) که این نکته نشان‌دهندة اختلاط کمتر ماگمای مافیک با ماگمای فلسیک است و نشان می‌دهد ترکیب انکلاو به عضو پایانی مافیک نزدیک‏‌تر است. داده‏‌های زمین‌شیمیایی نیز نشان می‌دهند ترکیب انکلاوها در تودة گرانیتوییدی الوند به ترکیب مذاب‏‌های جداشده از گوشته گرایش دارند و کمی آمیختگی با ماگمای میزبان در آنها روی داده است. البته اگر فرایند انتشار و آمیختگی ادامه پیدا کند، اختلاط همگن‏‌تر می‏‌شود و در پی آن لگاریتم اختلاف گرانروی کاهش می‏‌یابد و انکلاوهایی با Dbox کمتر تولید می‏‌شوند. با توجه به خاستگاه متفاوت گرانیت‏‌ها و انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و دانه‏‌ریزبودن انکلاوهای میکروگرانولار مافیک که خاستگاه گوشته‏‌ای دارند، ماگمای سازندة انکلاوهای میکروگرانولار مافیک درون پوسته تزریق شده است و با ذوب سنگ‌های پوستة بالایی، ماگمای گرانیتی را پدید آورده که سبب آمیختگی ماگمای مافیک و فلسیک در ژرفای کم پوسته (پوستة بالایی) شده است (Shahbazi et al., 2010; Alizadeh, 2011). از آنجایی‌که انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در تودة آذرین درونی الوند به شکل‌های مختلف دیده می‏‌شوند، اثرات آمیختگی ماگمایی (اختلاط مکانیکی) روی انکلاوها و میزبان در بخش‏‌های گوناگون متفاوت بوده است؛ اما با توجه به گسترش انکلاوهای مافیک بیشتر در بخش شمال تودة آذرین درونی الوند، امکان آمیختگی در این منطقه به‌علت حضور تودة مافیک بیشتر است.

 

برداشت

تودة آذرین درونی الوند از دیدگاه ترکیب سنگ‏‌نگاری شامل مونزوگرانیت، گرانودیوریت، لوکوگرانیت‏‌ و الیوین گابرو همراه با انکلاوهای فلسیک، مافیک و سورمیکاسه است. انکلاوها، مونزوگرانیت و گرانودیوریت میزبان و الیوین گابرو در محدودة کالک‌آلکالن جای دارند. از دیدگاه شاخص اشباع از آلومین گرانودیوریت و مونزوگرانیت در محدودة پرآلومین و انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و الیوین‌گابرو در محدودة متاآلومین و مرز متاآلومین و پرآلومین قرار دارند. برپایة نمودارهای تغییر گرانیت‏‌های الوند و انکلاوهای میکروگرانولار مافیک تفاوت روند زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی دربرابر سیلیس برای انکلاوها و گرانودیوریت و مونزوگرانیت میزبان نشان‌ می‌دهد گرانیت‏‌ها از تبلور ماگمای پدیدآورندة انکلاوها پدید نیامده‏‌اند. ماگمای سازندة انکلاوهای میکروگرانولار مافیک درون پوستة زیرین تزریق شده است و با ذوب سنگ‌های پوسته‏‌ای (گرانیتی و ارتوگنایس‏‌ها)، ماگمای گرانیتی را پدید آورده‏‌اند. در نمودارهای عنکبوتی، سنگ‌های این منطقه از عنصرهای LILE و LREE غنی‏‌شدگی و از عنصرهای HFSE تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. این ویژگی‌ها شاخص سنگ‌های پدیدآمده در کمان‏‌های آتشفشانی پهنه‌های فرورانش و حواشی فعال قاره‌ای هستند. پدیدارشدن ساختارهای فرکتال در انکلاوهای الوند و بررسی‌های زمین‌شیمیایی تأییدی بر فرایند آمیختگی ماگمایی در این توده هستند. ابعاد فرکتال انکلاوها برابربا 08/1 تا 21/1 متغیر است و در نمودار ستونی مد آن 1/1 است. برپایة بعد فرکتال انکلاوها، نسبت لگاریتم گرانروی سنگ میزبان به انکلاو طیفی از 48/0تا 74/0 را نشان می‏‌دهد و مد آن در نمودار ستونی 51/0 است. مقدارهای کم بعد فرکتال انکلاوها در تودة گرانیتوییدی الوند نشانة آمیختگی بالای ماگمای مافیک انکلاوها با ماگمای فلسیک میزبان و کاهش اختلاف گرانروی میان ماگماهای میزبان و انکلاوهاست. مقدارهای بالای بعد فرکتال انکلاوها در تودة گرانیتوییدی الوند نشانة آمیختگی کم ماگمای مافیک انکلاوها با ماگمای فلسیک میزبان است. از آنجایی‌که انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در تودة آذرین درونی الوند به شکل‌های مختلف دیده می‏‌شوند، اثرات آمیختگی ماگمایی (اختلاط مکانیکی) روی انکلاوها و سنگ‌های گرانودیوریت و مونزوگرانیت میزبان در شمال تودة آذرین درونی الوند متفاوت بوده است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از پیشنهادهای ارزشمند داوران سپاس‏‌گزاری می‏‌کنند.

Albert, H., Perugini, D. and Marti, J. (2014) Fractal analysis of enclaves as a new tool for estimating rheological properties of magmas during mixing: The Case of Montan a Reventada (Tenerife, Canary Islands). Pure and Applied Geophysics 172: 7.
Aliani, F., Sabouri, Z. and Maanijou, M. (2011) Petrography and Geochemistry of Porphyroid Granitoid Rocks in the Alvand Intrusive Complex, Hamadan (Iran). Australian Journal of Basic and Applied Sciences 5(12): 2192-2199.
Alizadeh, S. (2011) A study of enclaves and their importance in interpretation of petrogenesis of the Alvand plutonic complex. M. Sc. thesis, University of Bu-Ali Sina, Hamedan, Iran (in Persian).
Avanzinelli, R., Elliott, T., Tommasini, S. and Contcelli, S. (2008) Constraints on the genesis of potassium-rich Italian volcanic rocks from U/Th disequilibrium. Journal of Petrology 49: 195-224.
Barbarin, B. and Didier, J. (1991) Enclaves and granite Petrology, Elserier 545-549.
Baxter, S. and Feely, M. (2002) Magma mixing and mingling textures in granitoids: Examples from the Galway granite, Connemara, Ireland. Mineralogy and Petrology 76(1–2): 63–74.
Barbarin, B. and Didier, J. (1991) Enclaves and granite petrology. Elserier 545-549.
Bowen, N. L. (1928) The evolution of the igneous rocks. Princeton University Press, Princeton.
Bussy, F. (1990) The rapakivi texture of feldspars in a plutonic mixing environment: A dissolution‐recrystallization process? Geological Journal 25: 319-324.
Castro, A., Moreno–Ventas, I. and La Rosa, Y. D. (1991) H–type (hybrid) granitoids: a proposed revision of granite – type classification and nomenclature. Earth-Sience Review 31(3-4): 237-253.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1984) I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt, southeastern Australia. In: Geology of granites and their metallogenic relations (Eds. Keqin, X. and Guangchi, T.), 87–101. Science Press, Beijing.
Chappell, B.W. and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types, 25 years later. Australian Journal of Earth Scince 48: 489.
De Campos, C. P., Perugini, D., Ertel-Ingrisch, W., Dingwell, D. B. and Poli, G. (2011) Enhancement of magma mixing efficiently by chaotic dynamics: an experimental study. Contributions to Mineralogy and Petrology 161: 863–881.
Eghlimi, B. (2000) Hamedan Geological Map and Reporting. Geological Survey of Iran Serries 1:100000, No. 5759, Tehran, Iran.
Eshraghi, S. A. and Mohammadi Gharai, M. (2003) Geological Map of Tuyserkan 1/100000. Geological Survey and Mineral exploration of Iran, Tehran, Iran.
Fenner, C. N. (1926) The Katmai magmatic province. Geology 34: 673-771.
Foley, S. F. and Wheller, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signatures of island arc volcanic and continental potassic igneous rocks: the role of residual titanites. Chemical Geology 85: 1-18.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London.
Harris, N. B. W., Pearc, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision – zone magmatism. In: Collision Tectonics (Eds. Coward, M. P. and Ries, A. C.) Special publication 19: 67-81. Geological Society of London, London.
Hutton, J. (1795) The theory of the earth. Edinburgh, Methneu Publication, London.
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) Guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523–545.
Kamber, B. S., Ewart, A., Bruce, M. C. and Donald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implication of Archeancrustal growth model. Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38-56.
Kumar, S. (2010) Mafic to hybrid microgranular enclaves in the Ladakh batholith, northwestern Himalaya: implications on calc-alkaline magma chamber processes. Journal of Geological Society of India 76: 5–25.
Kumar, S., Rino, V. and Pal, A. B. (2004) Field evidence of magma mixing from microgranular enclaves hosted in Palaeoproterozoic Malanjkhand granitoids, Central India. Gondwana Research 7(2): 539–548.
Kuno, H. (1936) Petrolgical notes on some pyroxene andesites from Hakone volcano, with special reference to some types with pigeonite phenocrysts. Japanese Journal of Geology. Geography 13: 107-140.
Lacroix, A. (1893) Les enclaves des roches volcaniques. Protal Publication, Macon.
Mandelbrot, B. B. (1984) The Fractal Geometry of Nature. The American Mathematical Monthly 91:594-598.
Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks, an introduction to igneous petrology. Longman Group, UK.
Ottino, J. M., Leong, C. W., Rising, H. and Swanson, P. D. (1988) Morphological structures produced by mixing in chaotic flows. Nature 333: 419-425.
Peccerilo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc – alkalin volcanic rocks from the Kashtamou area. Northen Turkey Mineralogy and Petrology 58: 63-81.
Perugini, D. and Poli, G. (2004) Determination of the degree of compositional disorder in magmatic enclaves using SEM, X-ray element, maps. European Journal of Mineralogy 16: 431- 442.
Perugini, D. and Poli, G. (2005) Viscous fingering during replenishment of felsic magma chambers by continuous inputs of mafic magmas: field evidence and fluid-mechanics experiments, Geology 33 (1): 5–8.
Perugini, D. and Poli, G. (2012) The mixing of magmas in plutonic and volcanic environments: analogies and differences, Lithos 153: 261–277.
Perugini, D., Poli, G., Christofides, G. and Eleftheriadis, G. (2003) Magma mixing in the Sithonia plutonic complex, Greece: evidence from mafic microgranular enclaves. Mineralogy and Petrology 78(3- 4): 173-200.
Rickwood, P. C. (1989) Boundary lines with in petrologic diagrams which use of majir and minor elements. Lithos 22: 247-263.    
Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical, USA.
Sadeghian, M. (1995) Petrological study of Igneuse and metamorphic rocks of Cheshmeh Qasaban area of Hamedan. M. Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Sajona, F. G., Maury, R. C., Bellon, H., Cotton, J. and Defant, M. (1996) High field strength element enrichment of Pliocene-Pleistocene Island Arc basalts, Zamboanga Peninsula, Western Mindanao (Philippines). Journal of Petrology 37: 693-726.
Sepahi, A. A. (2008) Typology and Petrogenesis of Granitic Rocks in the Sanandaj-Sirjan Metamorphic Belt, Iran, with Emphasis on the Alvandplutonic Complex. Neues Jahrbuch fur Geologie and Palaontologie, Abhandlungen 247(3): 295-312.
Sepahi, A. A. (1999) Petrology of Alvand Plutonic Complex With special reference on Granitoids. Ph. D. thesis, University of Tarbiat-Moallem, Tehran, Iran (in Persian).
Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. J. and Vousoughi Abedini, M. (2010) Geochemistry and U-Pb zircon geochoronology of Alvand plutonic complex in Sanandaj-Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39: 668 G83.
Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks, their genesis, composition, classification and their relation to ore deposites. 3rd Edition, John Wiley and Sons.
Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229-1258.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) 42: 313-345. Geological Society Publication of London.
Tepper, J. H., Nelson, B. K., Bergantz G. W. and Irving, A. J. (1993) Petrology of the Chilliwack batholith, North Cascades, Washington, generation of calc-alkaline granitoids by melting of mafic lower crust with variable water fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 333-351.
Valizadeh, M. V. (1976) Primary study of geochemistry and radiometric of Igneous masses in Western Iran to find out the evolution of structure geology. Proceedings of the Second Iranian Geological Symposium. Oil Association 287-299 (in Persian).
Vernon, R. H. (1991) Interpretation of microstructures of microgranitoid enclaves, In: Enclaves and granite Petrology (Eds. Didier, J. and Barbarin, B.), Elsevier, 277-291.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for Names of Rock-Forming Minerals. American Mineralogist 95: 185-187.
Wilson, M. (2007) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London.
Zorpi, M. J., Coulon, C. and Orsini, J. B. (1991) Hybridization between felsic and mafic magmas in calc-alkaline granitoids: a case study in northern Sardinia, Italy. In: Geochemistry of granitoid rockes (Ed. Peccerillo, A.) 92(1-3): 45-86. Chemical Geology.