Document Type : Original Article
Authors
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
Abstract
Keywords
Main Subjects
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.