نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 گروه آموزشی زمین شناسی- دانشکده علوم پایه-دانشگاه بوعلی سینا-همدان-ایران
2 دانشگاه بوعلی سینا
3 دانشگاه بو علی سینا
4 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The studied area (Galali- Varmaqan) located at the northern part of the Sanandaj- Sirjan zone, south of the Qorveh city. The granitic rocks are dominated by quartz, alkali- feldspar and plagioclase. Amphibole and biotite are the most important mafic minerals, apatite, sphene, zircon and Fe- oxides are the accessories. The Galai- Varmaqan granitoids show geochemical characteristics of metaluminous A-type granites with mainly shoshonitic and high- K calc- alkaline affinity. Based on geotectonic diagrams, these rocks are mostly clusterred at the volcanic arc granites (VAG) and within plate granites (WPG) fields which points to their formation in a post- orogenic magmatic system. LILEs and HFSEs enrichment indicates the existence of a crustal source for the studied granites and formation of the parent magma at the stability field of plagioclase in the lack of garnet. In this study, we suggest that the A-type granites have been formed by partial melting of lower crust charnokitic rocks. The A-type granites are related to extensional magmatism of the Neo- Tethys oceanic crust beneath the Central Iranian microcontinent, due to roll- back of subducting slab. Thus, change of tectonic regime from compressional to tensional in the late- Jurassic to early- Cretaceous time (probably in a pull-apart basin tectonic setting), is suggested for the formation of A-type granites in this region of the Sanandaj- Sirjan zone.
کلیدواژهها [English]
در ردهبندی Loiselle و Wones (1979) گرانیتوییدهای نوع A به گروهی از سنگهای گرانیتوییدی گفته میشوند که در محیطهای زمینساختی غیرکوهزایی (موقعیتهای درون ورقهای تا مرز ورقهها) پدید میآیند. همچنین، این سنگها را Anorogenic یا Anhydrous مینامند. گرانیتهای A-type از دیدگاه ترکیبی، از کوارتزسیینیت تا گرانیتهای پرآلکالن و معادلهای آتشفشانی آنها تغییر میکنند. دربارة خاستگاه و مکانیسم پیدایش این گرانیتوییدها اختلاف نظر است و برای آنها خاستگاههای مختلفی از گوشتهای تا پوستهای یا ترکیبی از گوشته ای- پوستهای را دانستهاند (Bonin, 2007). بهطور کلی، گرانیتهای A-type از دیدگاه زمینشیمیایی نسبت به دیگر انواع گرانیتها با ویژگیهای زیر شناخته میشوند: مقادیر نسبتاً بالای عنصرهای آلکالنِ K2O و Na2O، مقدارهای کم CaO، مقدارهای بالای نسبت FeOt/FeOt+MgO، نسبت بالای Ga/Al، مقدارهای بالای هالوژنها، بهویژه F و Cl. گرانیتوییدهای A-type با غنیشدگی از عنصرهای خاکی کمیاب (مگر Eu)، Y، Nb، Zr، Zn و Ga شناخته میشوند. در کل، این سنگها از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILEs) و عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSEs) غنیشدگی نشان میدهند (Loiselle and Wones, 1979; Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987; Eby, 1990; King et al., 1997; Bonin, 2007). همچنین، مقدارهای کم عنصرهای Ba، Sr و Eu و نیز عنصرهایی مانند Cr، V، Ni و Co از ویژگیهای گرانیتوییدهای A-type بهشمار میآیند. میزان نسبتهای اولیة 87Sr/86Sr در گرانیتهای A-type از 703/0 تا 712/0در تغییر است. گرانیتهای A-type معمولاً سنگهای احیایی دانسته میشوند؛ اما انواع کمابیش اکسیدان آنها نیز در برخی مناطق جهان گزارش شدهاند (Loiselle and Wones, 1979; Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987; Eby, 1990; King et al., 1997; Bonin, 2007; Frost et al., 2001).
گرانیتها از گروههای سنگی فراوانِ سازندة پوستة قارهای هستند که بررسی آنها اطلاعات بسیار ارزشمندی دربارة زمینساخت و تحولات گوشته تا پوستة بالایی ارائه میکند. تودههای آذرین درونی، بهویژه تودههای گرانیتوییدیِ پهنة سنندج- سیرجان، بیشتر از نوع I-type هستند؛ هرچند در برخی مناطق، گرانیتهای A-type گوناگون نیز گزارش شدهاند. گرانیتهای A-type بهعلت سازوکار پیدایش و تنوع در محیط زمینساختی و فرایندهای پدیدآورنده آنها، بسیار اهمیت دارند. ازاینرو، با توجه به جایگاه زمینساختیِ ویژة پهنة سنندج- سیرجان، وجود گرانیتهای A-type در تودههای آذرین درونی منطقة گلالی- ورمقان چهبسا شواهد تازهای را دربارة ماگماتیسم و زمینساخت این منطقه آشکار میکند.
جایگاه زمینشناسی
فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی برخورد سرزمین ایران با ورقة عربی را بهدنبال داشته است (Berberian and King, 1981; Alavi, 1980, 1994). این رخداد در نهایت برخورد قارهای و پیدایش کمربند کوهزایی زاگرس را در پی داشته است. پهنة سنندج- سیرجان، بهصورت پهنة باریکی است که میان سیرجان- اسفندقه در جنوبخاوری و ارومیه- سنندج در شمالباختری جای گرفته است (Mohajjel and Fergusson, 2000). سنگهایِ پهنة سنندج- سیرجان بسیار دگرگون (دگرریخت) شدهاند و روند ساختاری شمالباختری- جنوبخاوری را نشان میدهند. از مهمترین مسایل دربارة پیشینة زمینشناسی کوهزاد زاگرس، موقعیت و جایگاه زمینشناسی پهنة سنندج- سیرجان است (Ghasemi and Talbot, 2006).
منطقة گلالی- ورمقان، از دیدگاه جغرافیایی در مرز استانهای همدان، کردستان و کرمانشاه جای دارد و بخشی از بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان بهشمار میرود. در این منطقه نواری از تودههای آذرین در اندازههای گوناگون و با ترکیب مافیک تا حد واسط و فلسیک رخنمون دارند. تودههای آذرین درونی بررسیشده شامل تودههای گلالی، شیروانه، تکیهبالا، چرمله و ورمقان هستند (شکل 1).
شکل 1- موقعیت جغرافیایی و نقشة زمینشناسی منطقة گلالی- ورمقان (با تغییرات از نقشة زمینشناسی 100000/1 قروه و سنقر، انتشارات سازمان زمینشناسی کشور). تودههای آذرین درونی بررسیشده از جنوبخاوری بهسوی شمالباختری بهترتیب شامل گلالی، شیروانه، تکیهبالا، چرمله و ورمقان هستند.
همانگونهکه در نقشة زمینشناسی نشان داده شده است، این تودهها در سمت همدان در سنگهای دگرگونی ناحیهای همدان بهنام فیلیتهای همدان با سن ژوراسیک میانی (Monfaredi et al., 2016) و بهسوی سنقر بیشتر در توالی آذرآواری این منطقه با سن ژوراسیک بالایی و در منطقة قروه نیز در توالی متابازیتی با سن تریاس بالایی - ژوراسیک نفوذ کردهاند (شکل 1). برپایة نقشههای زمینشناسی قروه و سنقر (Hosseiny et al., 1999; Eshraghi et al., 1996a, 1996b) و همچنین، مشاهدات صحرایی، شیل، ماسه سنگ و مرمر به سن تریاس- ژوراسیک کهنترین سنگهایِ منطقة جنوب قروه هستند. بیشتر رخنمونهایِ دیدهشده در منطقة گلالی- ورمقان، دنبالة توالیهای ورقة سنقر هستند. از پایین به بالا، توالی چینهای دربردارندة سنگهای دگرگونی تریاس، تریاس- ژوراسیک و سنگهای دگرگوننشده ائوسن است.
در کل، سنگهای دگرگونی، بخش گستردهای از منطقة جنوب قروه را دربر گرفتهاند و متشکل از شیست، مرمر، آمفیبولیت و گنیس هستند که بههمراه تودههای آذرین درونی با ترکیب مختلف، توپوگرافی خشن منطقه را ساختهاند. تودههای آذرین درونی نیز ترکیب گابرودیوریت، دیوریت، گرانودیوریت، سینیت و گرانیت دارند و از دیدگاه سنی از سنگهای دگرگونی جوانتر هستند؛ اما بخش چشمگیری از آنها در پی دگرگونی دینامیک دچار تغییر و تحول شده است. البته، برپایة بررسیها و پیمایشهای انجامشده در منطقة گلالی- ورمقان، رخنمون سنگهای گنیسی دیده نشد و ازاینرو، گمان میرود هیچگونه ارتباطی میان گرانیتهای بررسیشده (همچنین، گرانیتهای میلونیتی، بهویژه در تودة آذرین درونی ورمقان) و سنگهای گنیسی وجود ندارد. ریولیت و مجموعهای از سنگهای آتشفشانی- رسوبی دربردارندة توفهای ریولیتی تا ریوداسیتی همراه با تراکیآندزیت مربوط به زمان ژوراسیک- کرتاسه هستند. بهسوی جنوب، این سنگهای آتشفشانی- رسوبی در مجاورت کانسارهای آهن تکیهبالا و خسروآباد جای گرفتهاند (Maanijou et al., 2013). مجموعهای چندفازی از گرانیت، کوارتزمونزونیت، کوارتزمونزودیوریت، مونزونیت، دیوریت و گابرو (به مقدار کم) به سن ائوسن- الیگوسن از جوانترین سنگهای آذرینِ این منطقه هستند.
روش انجام پژوهش
به طور کلی، انجام این پژوهش شامل دو مرحلة بازدیدهای صحرایی و بررسیهای آزمایشگاهی است. در بررسیهای نخستین و بازدیدهای صحرایی، شمار 150 نمونه سنگی از تودههای آذرین درونی (گرانیتوییدی) گلالی- ورمقان برداشت و از این نمونهها، شمار 110 مقطع نازک میکروسکوپی برای بررسیهای سنگنگاری تهیه شد. پس از بررسی دقیق سنگنگاری، شمار 17 نمونه برای انجام تجزیة زمینشیمیایی به روش سنگ کل به آزمایشگاه MSLABS در کشور کانادا فرستاده شدند. تجزیة اکسید عنصرهای اصلی به روش ذوب لیتیمبورات (Lithium Borate Fusion) و طیفسنج نشری پلاسمای جفتیدة القایی (ICP-ES) انجام شد. در این روش، مقدار اکسیدهای عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی اندازهگیری میشود. نمونههای استاندارد (STD BLANK, STD SY-4, STD GMN-04) برای کالیبرهکردن دستگاه بهکار برده شدند. دقت اندازهگیری برای عنصرهای اصلی در این روش 01/0± درصدوزنی بوده است. همچنین، در این روش، میزان مواد فرار بهصورت L.O.I. با دقت 01/0± درصد اندازهگیری شد. برای اندازهگیری مقدار عنصرهای فرعی و کمیاب از روش ذوب لیتیمبورات و طیفسنج جرمی پلاسمای جفتیدة القایی (ICP-MS) بهره گرفته شده است. در این روش، مقدار عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب برپایة ppm یا بخش در میلیون اندازهگیری شدهاند. آستانة آشکارسازی این عنصرها، بسته به نوع عنصر، از نزدیک به ppm 01/0 تا 10 ppm متغیر بوده است.
مشاهدات صحرایی و سنگنگاری
ویژگیهای صحرایی سنگهای گرانیتوییدی در تودههای آذرین درونی گلالی- ورمقان، نسبتاً یکسان و مشابه هستند. این سنگها رنگ روشن (سفید، صورتی و تا اندازهای خاکستری روشن) دارند و بیشتر بهصورت سنگهای گرانولار متوسط تا ریزدانه هستند. از ویژگیهای مشترک این گرانیتوییدها میتوان از نبود انکلاوهای مافیک در آنها یاد کرد (شکل 2).
شکل 2- ویژگیهای صحرایی و ارتباط گرانیتهای منطقة گلالی- ورمقان با دیگر واحدهای سنگی ِ منطقه. A) مرز سنگشناسی سنگهای گرانیتی با سنگهای دگرگونی و آتشفشانی در محدودة روستای گلالی تا شیروانه (دید رو به جنوبباختری)؛ B) رخنمون گرانیتهای تودة آذرین درونی تکیهبالا (دید رو به شمالباختری)؛ C) رخنمون گرانیتهای تودة آذرین درونی چرمله و مرز آنها با واحدهای سنگی مونزونیتی، دیوریتی و گابرویی (دید رو به شمال)؛ D) رخنمون گرانیتهای تودة آذرین درونی ورمقان
کوارتز، آلکالیفلدسپار و پلاژیوکلاز از کانیهای اصلی سازندة گرانیتوییدها هستند. آمفیبول (هورنبلند) و بیوتیت مهمترین کانیهای مافیکِ این سنگها هستند. کانیهای اتفاقی گوناگون مانند آپاتیت، اسفن (تیتانیت)، زیرکن، اکسیدهای آهن نیز در این سنگها دیده میشوند. اپیدوت، سریسیت، تا اندازهای کلریت و به ندرت سوسوریت از مهمترین کانیهای ثانویه هستند. کوارتز بهصورت بلورهای بیشکل و در اندازههای مختلف در میان بلورهای آلکالیفلدسپار و پلاژیوکلاز دیده میشود. آلکالیفلدسپار از نوع اورتوکلاز بهصورت بیشکل تا نیمهشکلدار و با ماکل کارلسباد است و در برخی نمونهها پرتیتی شده است. پلاژیوکلاز نیز بهصورت بلورهای تقریباً شکلدار و کشیده (lath) با ماکل پلیسینتتیک است که در برخی نمونهها منطقهبندی (zoning) نشان میدهد و در بخشهای مرکزی (هسته) سریسیتی و بهندرت سوسوریتی شده است. فراوانی آمفیبول از بیوتیت بیشتر است و بهصورت بلورهای سبز رنگ شکلدار در زمینة سنگ و بیشتر در همراهی با بیوتیت بهصورت تجمعات مافیک پراکنده دیده میشود (شکل 3).
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از گرانیتهای A-type در تودههای آذرین درونی گلالی- ورمقان (نور پلاریزه، بزرگنمایی 4x). A-C) کانیهای اصلی سازندة گرانیتها بهترتیب در تودة آذرین درونی گلالی، شیروانه و تکیهبالا؛ D) بافت گرانوفیری در گرانیت تکیهبالا؛ E-F) کانیهای سازندة گرانیتهای تودههای نقوذی چرمله و ورمقان (نام اختصاری کانیها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)
برپایة ترکیب کانیشناسی، این سنگها بیشتر شامل گرانیت (سیینوگرانیت- مونزوگرانیت) و آلکالیفلدسپار گرانیت هستند. همانگونهکه گفته شد، گرانیتوییدهای تودههای آذرین درونی بررسیشده ترکیب کانیشناسی مشابهی دارند و تفاوت اساسی آنها، تنها در فراوانی کانیهای سازندهشان است. این شباهتها، بهویژه از دیدگاه کانیشناسی و ویژگیهای بافتی، نشان میدهند گرانیتوییدهای بررسیشده ارتباط زایشی دارند.
از ویژگیهای مهم بافتی گرانیتوییدها، بافت پرتیتی فراوان در آنهاست که تقریباً در بیشتر نمونهها بهخوبی دیده میشود. این بافت پیامد همرشدیِ آلکالیفلدسپار و پلاژیوکلاز است و چهبسا بهدنبال فرایند اکسلوشن (محلول جامد) یا جانشینی متاسوماتیسم پیامد واکنش میان سیالهای نفوذی و فلدسپارهای نخستین پدید میآید (Cox et al., 1979; Hyndman, 1985). بافت گرانوفیری و تا اندازهای میکروگرافیک از دیگر انواع بافتهای همرشدی در این سنگها هستند (شکل 3- D). بافت گرانوفیری پیامد همرشدی کوارتز و آلکالیفلدسپار است و وجود آن نشاندهندة تبلور سریع و همزمان کوارتز و پتاسیمفلدسپار در نقطة یوتکتیک و یا از مذابی فوقسردشده در ژرفای کم است (Clark, 1992; Best, 2003). پس وجود اورتوکلازهای بسیار پرتیتی و نیز مقدارهای کم پلاژیوکلاز در سنگهای بررسیشده نشان میدهد بیشتر این گرانیتها هیپرسالووس (تکفلدسپاری) هستند. این ویژگی از ویژگیهای مهم گرانیتهای A-type بهشمار میرود. کانیهای مافیک مانند بیوتیت، بهصورت تجمعات کانیایی (آگرگات) بهوِیژه در امتداد مرز میان دانههای پتاسیمفلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز پدید آمدهاند. این نکته پیامد پیدایش تأخیری این کانیها و نشاندهندة شرایط بیآب (anhydrous) در ماگمای نخستین است (Chen and Jahn, 1998; Bonin, 2007; Zhao et al., 2012). همچنین، در برخی نمونهها، آمفیبولها (هورنبلند) بهصورت میاندانهای و همراه با فلدسپار و کوارتز پدید آمدهاند. این نکته نشان میدهد این کانیها (آمفیبول) فازهای کانیایی مراحل پایانی (تأخیری) هستند و زمانی پدید آمدهاند که مقدار کمی آب در حال تجمع بوده است (Niu et al., 2011). پس بررسی سنگنگاری نمونههای بررسیشده نشان میدهد این سنگها (گرانیت ها) از دیدگاه ویژگیهای ترکیبی و بافتی، شباهتهای بسیاری به گرانیتهای A-type دارند. ازاینرو، میتوان این سنگها را از دیدگاه سنگنگاری با نام گرانیتهای A-type برشمرد.
زمینشیمی
دادههای بهدستآمده از تجزیة زمینشیمیایی سنگکل برای سنگهای گرانیتوییدی تودههای آذرین درونی گلالی- ورمقان در جدول 1 آورده شدهاند.
همانگونهکه در جدول 1 دیده میشود، مقدار اکسید عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی (Wt.%)، مقدار عنصرهای فرعی و کمیاب برپایة بخش در میلیون (ppm) و موقعیت جغرافیایی نمونههای برداشتشده برپایة درجة اعشاری (DD) اندازهگیری شدهاند. برای نامگذاری شیمیایی سنگهای بررسیشده، از نمودار TAS بهره گرفته شد. در این نمودار با بهکارگیری مجموع مقدار عنصرهای آلکالن (Na2O+K2O) دربرابر SiO2، سنگهای آذرین درونی گوناگون از یکدگیر جدا شدهاند (Cox et al., 1979).
جدول 1- دادههای بهدستآمده از تجزیة زمینشیمیایی سنگ کل برای گرانیتوییدهای منطقة گلالی- ورمقان
|
Intrusive body |
Galali |
Shirvaneh |
Tekyeh |
|||||||||
|
Sample No. |
GL77 |
GL79 |
GL22m |
SH63 |
SH65 |
TK15 |
TK33 |
TK40 |
TK45 |
TK52 |
TK56 |
TK82 |
|
Latitude(N) |
34.955 |
34.961 |
34.999 |
34.982 |
34.979 |
34.992 |
34.981 |
34.983 |
34.980 |
34.981 |
34.979 |
34.990 |
|
Longitude (E) |
47.897 |
47.898 |
47.901 |
47.873 |
47.875 |
47.714 |
47.847 |
47.837 |
47.841 |
47.851 |
47.856 |
47.842 |
|
SiO2 |
66.57 |
69.11 |
69.79 |
71.31 |
71.77 |
67.35 |
71.33 |
71.47 |
71.25 |
72.94 |
74.35 |
66.58 |
|
TiO2 |
0.76 |
0.88 |
0.55 |
0.40 |
0.37 |
0.77 |
0.55 |
0.49 |
0.55 |
0.56 |
0.48 |
0.82 |
|
Al2O3 |
15.98 |
15.72 |
15.54 |
14.71 |
14.35 |
15.34 |
14.61 |
13.99 |
14.61 |
14.92 |
14.81 |
15.09 |
|
Fe2O3 |
5.36 |
1.33 |
1.09 |
2.40 |
2.76 |
2.63 |
1.81 |
1.43 |
1.72 |
0.60 |
1.37 |
3.94 |
|
MnO |
0.11 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
MgO |
0.81 |
1.09 |
0.16 |
0.34 |
0.32 |
0.98 |
0.46 |
0.34 |
0.27 |
0.03 |
0.50 |
1.02 |
|
CaO |
1.83 |
3.65 |
1.45 |
1.47 |
1.07 |
3.46 |
1.97 |
1.66 |
1.89 |
2.29 |
0.58 |
2.56 |
|
K2O |
3.47 |
0.22 |
5.33 |
5.00 |
5.64 |
4.72 |
5.08 |
4.70 |
5.09 |
1.22 |
0.06 |
0.89 |
|
Na2O |
6.05 |
8.04 |
4.95 |
4.46 |
4.11 |
4.57 |
4.22 |
4.25 |
4.35 |
5.89 |
8.26 |
7.40 |
|
P2O5 |
0.13 |
0.18 |
0.08 |
0.05 |
0.05 |
0.16 |
0.07 |
0.07 |
0.08 |
0.01 |
0.06 |
0.16 |
|
LOI |
0.80 |
0.74 |
1.01 |
0.92 |
0.79 |
0.93 |
0.84 |
0.85 |
1.00 |
0.87 |
0.99 |
0.37 |
|
Totoal |
101.9 |
101.0 |
100.0 |
101.1 |
101.3 |
100.9 |
101.0 |
99.3 |
100.8 |
99.3 |
101.5 |
98.8 |
|
Rb |
75.4 |
6.1 |
119.8 |
153.6 |
148.4 |
104.9 |
162.7 |
141.1 |
137.2 |
26.9 |
0.9 |
22 |
|
Cs |
1.00 |
0.07 |
0.67 |
0.92 |
0.78 |
0.30 |
0.60 |
0.43 |
0.43 |
0.34 |
0.07 |
0.35 |
|
Sr |
99.80 |
192 |
112.7 |
108.1 |
92.4 |
245.6 |
145.7 |
158.5 |
182.1 |
254.4 |
49.1 |
214.9 |
|
Ba |
549.8 |
80.3 |
657 |
451.7 |
492.5 |
779.2 |
586 |
606 |
597.6 |
207.7 |
11.8 |
202.5 |
|
Sc |
12.8 |
11.8 |
8 |
5.7 |
5 |
10.1 |
5.6 |
5.4 |
6.1 |
0.8 |
6.4 |
10.5 |
|
Y |
53.1 |
44.2 |
44.4 |
47.7 |
42.3 |
41 |
43.9 |
41.1 |
47.7 |
22 |
45.3 |
32.1 |
|
La |
40.5 |
29 |
27.3 |
35.9 |
59.5 |
29.3 |
42 |
34.7 |
39.3 |
17 |
28.8 |
29 |
|
Ce |
80.9 |
61.3 |
62.4 |
90.2 |
110.8 |
66.9 |
91.5 |
71.6 |
85.2 |
38.9 |
68.4 |
64.5 |
|
Nd |
36.1 |
28.5 |
30.4 |
38.7 |
39.6 |
33.2 |
37.1 |
30.5 |
35.8 |
16.3 |
35.5 |
27.3 |
|
Pr |
9.34 |
7.12 |
7.51 |
10.53 |
11.27 |
8.27 |
10.30 |
8.28 |
9.57 |
4.54 |
8.76 |
7.47 |
|
Sm |
7.90 |
6.34 |
6.82 |
7.65 |
7.40 |
6.82 |
7.03 |
6.34 |
7.38 |
3.19 |
8.08 |
5.58 |
|
Eu |
1.97 |
1.45 |
1.29 |
1.00 |
1.00 |
1.28 |
0.97 |
1.02 |
0.98 |
0.77 |
1.30 |
1.46 |
|
Gd |
8.02 |
6.50 |
6.53 |
7.21 |
6.90 |
6.60 |
6.53 |
5.81 |
6.97 |
3.01 |
7.15 |
5.32 |
|
Tb |
1.34 |
1.06 |
1.12 |
1.16 |
1.10 |
1.07 |
1.07 |
0.95 |
1.17 |
0.52 |
1.18 |
0.88 |
|
Dy |
9.01 |
6.88 |
7.70 |
7.78 |
7.01 |
6.69 |
6.84 |
6.29 |
7.70 |
3.47 |
7.66 |
5.57 |
|
Ho |
1.88 |
1.49 |
1.61 |
1.64 |
1.47 |
1.44 |
1.45 |
1.34 |
1.63 |
0.73 |
1.51 |
1.11 |
|
Er |
5.89 |
4.53 |
4.79 |
5.03 |
4.53 |
4.52 |
4.65 |
4.21 |
5.00 |
2.30 |
4.65 |
3.64 |
|
Tm |
0.89 |
0.68 |
0.72 |
0.76 |
0.67 |
0.67 |
0.70 |
0.65 |
0.77 |
0.37 |
0.69 |
0.54 |
|
Yb |
5.89 |
4.32 |
4.60 |
4.74 |
4.50 |
4.24 |
4.61 |
4.16 |
4.97 |
2.34 |
4.59 |
3.46 |
|
Lu |
0.98 |
0.73 |
0.76 |
0.78 |
0.75 |
0.70 |
0.75 |
0.69 |
0.77 |
0.36 |
0.74 |
0.60 |
|
∑REE |
210.6 |
159.9 |
163.6 |
213.1 |
256.5 |
171.7 |
215.5 |
176.5 |
207.2 |
93.8 |
179 |
156.5 |
|
Th |
16.40 |
17.14 |
23.93 |
23.37 |
24.65 |
13.06 |
22.93 |
25.69 |
24.99 |
9.83 |
16.18 |
14.99 |
|
U |
3.91 |
4.85 |
4.43 |
4.15 |
5.66 |
4.30 |
6.11 |
5.24 |
6.63 |
2.59 |
3.63 |
4.08 |
|
Zr |
725 |
408 |
523 |
399 |
350 |
394 |
408 |
419 |
426 |
377 |
445 |
425 |
|
Hf |
16.70 |
10.30 |
13.20 |
11.20 |
10.00 |
10.50 |
11.00 |
10.90 |
11.30 |
9.90 |
11.30 |
10.90 |
|
V |
33 |
66 |
15 |
14 |
12 |
76 |
24 |
19 |
23 |
20 |
12 |
69 |
|
Nb |
41.5 |
29.2 |
27.4 |
25.5 |
23.5 |
23.7 |
23.5 |
29.9 |
29.8 |
19.3 |
29.5 |
22.4 |
|
Ta |
1.90 |
1.70 |
1.70 |
1.70 |
1.80 |
1.70 |
2.00 |
1.80 |
1.90 |
1.60 |
1.70 |
1.20 |
|
Cr |
38 |
42 |
39 |
39 |
47 |
38 |
88 |
41 |
35 |
56 |
49 |
45 |
|
Co |
4.90 |
1.30 |
1.10 |
1.50 |
1.70 |
2.60 |
1.60 |
1.40 |
1.60 |
0.60 |
1.90 |
2.40 |
|
Ni |
4.40 |
5.10 |
2.90 |
2.80 |
2.90 |
4.30 |
4.40 |
3.80 |
2.90 |
4.00 |
2.60 |
4.90 |
|
Ga |
24.30 |
21.50 |
21.60 |
20.60 |
20.20 |
20.30 |
49.80 |
20.40 |
20.20 |
20.00 |
19.50 |
19.60 |
|
Sn |
5 |
5 |
5 |
8 |
6 |
5 |
7 |
5 |
6 |
5 |
5 |
5 |
|
A/CNK |
0.94 |
0.78 |
0.94 |
0.95 |
0.97 |
0.81 |
0.91 |
0.93 |
0.91 |
0.98 |
1.01 |
0.85 |
|
Eu/Eu* |
0.76 |
0.69 |
0.59 |
0.41 |
0.43 |
0.58 |
0.44 |
0.51 |
0.42 |
0.76 |
0.52 |
0.82 |
|
(La/Yb)N |
4.68 |
4.57 |
4.04 |
5.15 |
9.00 |
4.70 |
6.20 |
5.68 |
5.38 |
4.94 |
4.27 |
5.70 |
|
(La/Sm)N |
3.21 |
2.87 |
2.51 |
2.94 |
5.04 |
2.69 |
3.74 |
3.43 |
3.34 |
3.24 |
2.23 |
3.26 |
|
(Gd/Yb)N |
1.10 |
1.22 |
1.15 |
1.23 |
1.24 |
1.26 |
1.15 |
1.13 |
1.14 |
1.04 |
1.26 |
1.25 |
جدول 1- ادامه
|
Intrusive body |
Charmaleh |
Varmaqan |
|||
|
Sample No. |
CH93 |
CH106 |
CH123 |
VM142 |
VM143 |
|
Latitude(N) |
35.006 |
35.007 |
35.013 |
35.030 |
35.033 |
|
Longitude (E) |
47.759 |
47.448 |
47.744 |
47.738 |
47.742 |
|
SiO2 |
70.41 |
63.80 |
67.89 |
63.97 |
66.51 |
|
TiO2 |
0.71 |
1.45 |
0.68 |
1.16 |
1.02 |
|
Al2O3 |
15.96 |
16.29 |
15.79 |
16.65 |
15.43 |
|
Fe2O3 |
1.25 |
3.32 |
1.58 |
2.19 |
3.58 |
|
MnO |
0.02 |
0.06 |
0.03 |
0.04 |
0.08 |
|
MgO |
0.54 |
1.26 |
0.59 |
1.13 |
1.58 |
|
CaO |
2.26 |
5.13 |
2.95 |
5.56 |
3.81 |
|
K2O |
3.21 |
0.80 |
0.75 |
4.72 |
4.41 |
|
Na2O |
6.65 |
7.76 |
6.73 |
4.43 |
3.86 |
|
P2O5 |
0.11 |
0.35 |
0.14 |
0.31 |
0.19 |
|
LOI |
0.39 |
0.71 |
1.00 |
0.52 |
0.43 |
|
Totoal |
101.5 |
100.9 |
98.1 |
100.7 |
100.9 |
|
Rb |
91.5 |
23.9 |
24.6 |
89.4 |
84.8 |
|
Cs |
0.49 |
0.17 |
0.47 |
0.45 |
0.50 |
|
Sr |
193.5 |
208.8 |
260 |
297.9 |
227.2 |
|
Ba |
531.8 |
143 |
130.8 |
889.6 |
822.4 |
|
Sc |
8.6 |
16.5 |
9.9 |
10.7 |
12.8 |
|
Y |
43.7 |
46.3 |
42.1 |
35.6 |
28.7 |
|
La |
30.2 |
35.8 |
33.2 |
25.3 |
42.6 |
|
Ce |
67.8 |
82.6 |
75 |
53.6 |
81.4 |
|
Nd |
31.6 |
38.3 |
33.5 |
26.8 |
30 |
|
Pr |
8.13 |
9.93 |
9.05 |
6.58 |
8.48 |
|
Sm |
6.72 |
8.19 |
7.26 |
6.24 |
5.45 |
|
Eu |
1.51 |
2.13 |
1.57 |
2.67 |
1.40 |
|
Gd |
6.53 |
8.22 |
6.96 |
5.87 |
5.04 |
|
Tb |
1.13 |
1.32 |
1.14 |
0.96 |
0.77 |
|
Dy |
7.40 |
8.29 |
7.39 |
6.16 |
4.61 |
|
Ho |
1.48 |
1.65 |
1.47 |
1.19 |
0.95 |
|
Er |
4.85 |
5.05 |
4.56 |
3.68 |
3.13 |
|
Tm |
0.70 |
0.72 |
0.67 |
0.53 |
0.48 |
|
Yb |
4.74 |
4.48 |
4.05 |
3.24 |
3.21 |
|
Lu |
0.80 |
0.70 |
0.64 |
0.51 |
0.55 |
|
∑REE |
173.6 |
207.4 |
186.5 |
143.4 |
188.1 |
|
Th |
16.64 |
13.18 |
10.76 |
13.59 |
16.02 |
|
U |
2.88 |
3.71 |
3.07 |
2.24 |
3.68 |
|
Zr |
587 |
455 |
545 |
414 |
616 |
|
Hf |
12.90 |
10.00 |
12.90 |
9.70 |
14.40 |
|
V |
21 |
65 |
38 |
75 |
93 |
|
Nb |
28.5 |
31.6 |
28.1 |
24.2 |
25.5 |
|
Ta |
1.40 |
1.30 |
1.30 |
1.20 |
1.20 |
|
Cr |
36 |
34 |
36 |
30 |
45 |
|
Co |
1.80 |
5.90 |
2.40 |
3.90 |
6.10 |
|
Ni |
2.80 |
5.20 |
6.70 |
4.40 |
8.00 |
|
Ga |
21.90 |
23.50 |
23.00 |
22.20 |
20.70 |
|
Sn |
5 |
5 |
5 |
5 |
5 |
|
A/CNK |
0.86 |
0.71 |
0.92 |
0.74 |
0.85 |
|
Eu/Eu* |
0.70 |
0.79 |
0.67 |
1.35 |
0.82 |
|
(La/Yb)N |
4.34 |
5.44 |
5.58 |
5.31 |
9.03 |
|
(La/Sm)N |
2.82 |
2.74 |
2.87 |
2.54 |
4.90 |
|
(Gd/Yb)N |
1.12 |
1.49 |
1.39 |
1.47 |
1.27 |
همانگونهکه در شکل 4 نشان داده شده است، نمونههای بررسیشده در محدودة گرانیت جای گرفتهاند. برپایة دادههای جدول 1، گرانیتهای منطقه مقدارهای کمابیش بالایی از سیلیس دارند؛ بهگونهایکه مقدار SiO2 برابربا 80/63 تا 35/74 درصدوزنی و میانگین آن برابربا 20/69 درصدوزنی است. مقدار K2O برابربا 06/0 تا 64/5 است و میانگین آن برابربا 25/3 درصدوزنی بهدست آمده است. دربارة Na2O نیز مقدار آن برابربا 86/3 تا 26/8 درصدوزنی است و میانگینی برابربا 65/5 درصدوزنی دارد. پس در سنگهای گرانیتی بررسیشده، مقدار Na2O از K2O بیشتر است. اگرچه این ویژگی نشاندهندة سرشت سدیکتر این سنگهاست، اما در کل، این سنگها از عنصرهای آلکالن غنی هستند.
شکل 4- نمودار ردهبندی و نامگذاری زمینشیمیایی سنگهای آذرین درونی گلالی- ورمقان برپایة مقدار سیلیس دربرابر مجموع عنصرهای آلکالن (Cox et al., 1979)
میزان Al2O3 در نمونههای بررسیشده متوسط و برابربا 99/13 تا 65/16 درصدوزنی (میانگین: 28/15 درصدوزنی) است. مقدار اکسید CaO برابربا 58/0 تا 56/5 درصدوزنی (میانگین: 56/2 درصدوزنی) است که نشاندهندة مقدار کم این اکسید در ترکیب سنگهای گرانیتوییدی بررسیشده است. مقدار اکسید آهن بهصورت آهن کل (FeOt) نیز در نمونههای مربوط به تودههای آذرین درونی گوناگون، متغیر و برابربا 6/0 تا 82/4 درصدوزنی (میانگین: 26/2 درصدوزنی) است. مقدار اکسیدمنیزیم نیز در این سنگها بسیار کم و برابربا 03/0 تا 58/1 درصدوزنی (میانگین: 67/0 درصدوزنی) است. پس مقدار این عنصر در ترکیب گرانیتهای بررسیشده بسیار کم است. مقدار میانگین اکسیدهای TiO2و P2O5 نیز بسیار کم و بهترتیب برابربا 72/0 و 13/0 درصدوزنی است.
نمودارهای تغییرات فراوانی درصدوزنی سیلیس دربرابر عنصرهای اصلی (Harker, 1909) برای سنگهای گرانیتوییدی منطقة بررسیشده در شکل 5 نشان داده شدهاند. اکسیدهای Al2O3، CaO، MgO، TiO2 و P2O5 روند کاهشی نشان میدهند که منطبق بر پیشرفت فرایند جدایش بلورین بلوری است. روند تغییرات اکسیدهای Na2O، K2O و تا اندازهای FeOt پراکندگی نشان میدهد احتمالاً در نتیجه فرایندهای دگرسانی است. مقدار برخی عنصرهای فرعی مانند Sr، Rb، Ba و Nb با افزایش SiO2 در نمونههای گرانیتی بررسیشده کاهش مییابد.
کاهش Al2O3 و TiO2 همراه با کاهش Zr، Sr و Ba تابعی از SiO2 در گرانیتهاست و شاید در ارتباط با تبلوربخشی کانی هایی مانند پتاسیمفلدسپار، پلاژیوکلاز، تیتانیت (اسفن) و زیرکن باشد (Wang et al., 2009). به باور Ginibre و Wörner (2007) کاهش میزان Sr پیامد سازگاری این عنصر در بلورهای پلاژیوکلاز کلسیک تبلوریافته در مراحل نخستین تبلور ماگماست.
شکل 5- نمودار تغییرات سیلیس دربرابر عنصرهای اصلی (Harker, 1909) برای گرانیتوییدهای منطقة گلالی- ورمقان
برای بررسی سرشت ماگمای سازندة سنگهای گرانیتی بررسیشده، از نمودار پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976) بهره گرفته شد. همانگونهکه در شکل 6- A نشان داده شده است، بیشتر نمونهها در محدودة سریهای شوشونیتی و کالکآلکالن پتاسیم بالا جای گرفتهاند؛ اگرچه چند نمونه نیز در محدودة سری تولهایتی جای گرفتهاند. این نکته احتمالاً میتواند در ارتباط با فرایندهای جانشینی (جانشینی پتاسیم با سدیم) و همچنین، سرشت سدیکتر (در مقایسه با مجموع عنصرهای آلکالن) این نمونهها باشد. گفتنی است در منطقة گلالی- ورمقان، چندین کانسار آهن نیز در نزدیکی سنگهای گرانیتوییدی رخنمون دارند. ازاینرو، بسیار محتمل است سرشت تولهایتی برخی نمونههای بررسیشده (مانند نمونههای Gl79، TK52، TK56، TK82، CH106 و CH123) پیامد جایگیری این نمونهها در نزدیکی پهنههای دگرسانی (مانند پهنة دگرسانی آلکالیک) باشد. همانگونهکه در جدول 1 نیز آمده است، در کل، مقدار عنصرهای آلکالن در گرانیتهای بررسیشده کمابیش بالاست؛ اما دربارة نمونههای یادشده، مقدار K2O بسیار کمتر و مقدار Na2O بیشتر از دیگر نمونههاست. ازاینرو، این نکته سبب جایگرفتن این نمونهها در محدودة سری ماگمایی تولهایتی شده است؛ اما ویژگیهای صحرایی و بهویژه کانیشناسی همة نمونههای بررسیشده کاملاً همانند و یکسان است.
در نمودار A/NK (Al2O3/(Na2O+K2O) دربرابر A/CNK (Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)، همة نمونهها در محدودة متاآلومین جای گرفتهاند (شکل 6- B). در نمودار ردهبندیِ Whalen و همکاران (1987)، گرانیتهای منطقة گلالی- ورمقان، در محدوده گرانیتهای A-type جای گرفتهاند (شکل 7). همانگونهکه در شکل 7 دیده میشود، این گرانیتها مقدار بالایی از مجموع عنصرهای Zr+Nb+Ce+Y و نیز نسبت بالایی از Ga/Al دارند. این ویژگیها از ویژگیهای شاخص گرانیتهای A-type بهشمار میروند. همچنین، در نمودارهای زمینشیمیایی پیشنهادیِ Frost و همکاران (2001)، گرانیتهای گلالی- ورمقان در محدودة گرانیتهای A-type جای گرفتهاند (شکل 8).
شکل 6- گرانیتوییدهای منطقة گلالی- ورمقان در: A) نمودار SiO2دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار شاخص اشباع از آلومینیم (Shand, 1943)
شکل 7- گرانیتوییدهای منطقة گلالی- ورمقان در نمودارهای ردهبندی گرانیتوییدهای گوناگون (Whalen et al., 1987). A) نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر Na2O+K2O/CaO؛ B) نمودار 10000Ga/Al دربرابر Na2O+K2O؛ C) نمودار 10000Ga/Al دربرابر Zr؛ D) نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر FeOt /MgO
شکل 8- نمودار SiO2 (ضریب MALI) دربرابر Na2O+K2O-CaO (Frost et al., 2001) (محدودة خطچین ترکیب گرانیتهای A-type در مناطق گوناگون جهان را نشان میدهد)
از دیدگاه شیمیایی، Eby (1992) گرانیتوییدهای A-type را به دو گروه ردهبندی کرده است. گروه نخست (A1) با نسبتهای عنصری شبیه به بازالتهای جزیرههای اقیانوسی (OIB) شناخته میشوند و نسبت Y/Nb<1.2 دارند. گروه دوم نسبتهای Y/Nb>1.2مشابه بازالتهای جزیرههای کمانی (IAB) یا حاشیة قارهای نشان میدهد. این دو گروه خاستگاه و موقعیت زمینساختی متفاوتی دارند. گروه A1 نمایندة ماگماهای جداشده از خاستگاه گوشتهای و همانند بازالتهای جزیرههای اقیانوسی هستند؛ اما در ریفتهای قارهای یا هنگام رویداد ماگماتیسم درونورقهای جایگیری کردهاند. گروه A2 نشاندهندة ماگماهای جداشده از پوستة قارهای یا پوستة زیررانده هستند و در واقع بخشی از چرخه ماگماتیسم برخورد قاره- قاره یا ماگماتیسم کمان آتشفشانی هستند. در نمودار سهتایی Nb، Y و Ga*3، نمونههای بررسیشده در محدودة گرانیتهای A2 جای گرفتهاند (شکل 9- A). همچنین، در نمودار پیشنهادیِ Moreno و همکاران (2014) نیز وضعیت مشابهی دیده میشود (شکل 9- B).
شکل 9- نمودارهای ردهبندی گرانیتوییدهای A-type: A) نمودار سهتایی Nb، Y و Ga*3 (Eby, 1992)؛ B) نمودار (Th/Nb)N دربرابر (Yb/Nb)N (Moreno et al., 2014) (در هر دو نمودار، گرانیتهای گلالی- ورمقان در محدودة گرانیتهای A2-type جای گرفتهاند. این گروه از گرانیتها، در ارتباط با پوستة قارهای و یا ماگماهای نوع کمان (arc- type) هستند)
برای بررسی جایگاه زمینساختی گرانیتهای منطقة گلالی- ورمقان، نمودارهای زمینساختیِ پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) بهکار برده شدهاند. همانگونهکه در شکل 10 دیده میشود، نمونههای بررسیشده در محدودة گرانیتهای درونورقهای (WPG) و کمان آتشفشانی (VAG) جای گرفتهاند. جایگرفتن گرانیتوییدها در محدودة مشترک میان گرانیتهای درونورقهای و کمان آتشفشانی نشاندهندة پیدایش آنها در محیطهای Post-collisional یا Post-orogenic است که بیشتر در ارتباط ماگماتیسم فرورانشی حاشیة فعال قارهای و رخدادهای پیامد آن است.
در شکل 11- A، الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب (REE) بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای گرانیتهای گلالی- ورمقان نشان داده شده است. همانگونهکه در شکل دیده میشود، الگوی تغییرات این عنصرها روندی کمابیش شیبدار دارد که نشاندهندة غنیشدگی نسبی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای سنگین (HREE) است؛ هرچند الگوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگین، کمابیش بهصورت مسطح همراه با غنیشدگی نسبی است. نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) نیز در شکل 11- B نشان داده شده است. همانگونهکه دیده میشود، غنیشدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) مانند Cs، Rb، Th و U، همراه با آنومالی منفی عنصرهایی مانند Ba، Sr، P و Ti در نمونههای بررسیشده بهخوبی دیده میشود. عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Zr نیز آنومالی مثبت و غنیشدگی نشان میدهند. مقدارهای کم Ti در این سنگها چهبسا پیامد تهیشدگی سنگ خاستگاه ماگمای نخستین از این ترکیبها و یا خروج زودهنگام فازهای Fe- Ti باشد (Sun et al., 2011). همچنین، در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پوستة زیرین (Weaver and Tarney, 1984)، گرانیتهای بررسیشده روندی نسبتاً شبیه به ترکیب پوستة زیرین نشان میدهند که این نکته چهبسا نشاندهندة قرابت زایشی آنها باشد (شکل 11- C).
شکل 10- ردهبندی زمینساختی گرانیتوییدهای گوناگون در نمودارهای پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984): A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb ؛ B) نمودار Y دربرابر Nb؛ C) نمودار Ta+Yb دربرابر Rb؛ D) نمودار Yb دربرابر Ta
در کل، آنومالی منفی عنصر Eu ویژگی تقریباً مشترک در بیشتر نمونههاست. آنومالی منفی Eu بیشتر مربوط به جدایش نخستین کانی پلاژیوکلاز هنگام رویداد فرایند جدایش بلورین بلورین در شرایط احیایی از ماگمای مادر است (Zhang and Zou, 2013). همچنین، تهیشدگی Eu بهدنبال جدایش بلورین پتاسیمفلدسپار روی میدهد و آنومالی منفی Ba را توجیه میکند. در کل، آنومالی منفی Eu و Sr نشاندهندة وجود کانی پلاژیوکلار در سنگ خاستگاه و یا جدایش آن هنگام رویداد فرایند جدایش بلورین است (Azizi et al., 2011). غنیشدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) مانند Cs، Rb، Th و K و همچنین، آنومالیهای منفی عنصرهایی مانند P، Ti و تا اندازهای Sr و Ba، بههمراه غنیشدگی از Zr در بیشتر نمونههای گرانیتی دیده میشود. آنومالیهای یادشده در گرانیتوییدهای گلالی- ورمقان، نشان میدهند این گرانیتوییدها به احتمال بالا، گرانیتوییدهای مشتقشده از پوسته هستند (Sun et al., 2017).
شکل 11- نمودارهای عنکبوتی گرانیتوییدهای بررسیشده: A) نمودار عنکبوتی عناصر خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ B) نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ C) نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب پوستة زیرین (Weaver and Tarney, 1984)
برای بررسی کانیشناسی سنگ خاستگاه گرانیتهای A-type منطقة گلالی- ورمقان، نمودارهای Sm/Yb دربرابر Ce/Sm و Rb/Sr دربرابر Rb/Ba بهکار برده شدند. در نمودار Sm/Yb دربرابر Ce/Sm، همة نمونههای بررسیشده در محدودة فاقد گارنت جای گرفتهاند (شکل 12- A). همچنین، در نمودار Rb/Sr دربرابر Rb/Ba، همة نمونهها در محدودة خاستگاه فقیر از رس و با محتوای بالای پلاژیوکلاز جای گرفتهاند (شکل 12- B).
شکل 12- نمودارهای مربوط به سنگ خاستگاه برای گرانیتهای A-type گلالی- ورمقان. A) نمودار Ce/Sm دربرابر Sm/Yb (Coban, 2007)؛ B) نمودار Rb/Ba دربرابر Rb/Sr (Sylvester, 1998)
نقش فرایندهای ذوببخشی و تبلوربخشی در تکامل ماگمای گرانیتوییدهای بررسیشده برپایة نمودارهای شکل 13 بررسی میشود. همانگونهکه دیده میشود، در نمودارهای La دربرابر La/Sm و Th دربرابر Th/Nd، گرانیتهای بررسیشده بیشتر در راستای روند ذوببخشی جای گرفتهاند. این نکته نشاندهندة نقش فرایند ذوببخشی در پیدایش ماگمای سازندة این گرانیتوییدهاست.
شکل 13- نمودارهای بررسی روند تکامل ماگمای سازندة گرانیتوییدهای منطقة بررسیشده (با تغییرات از Kong et al., 2018): A) نمودار Th دربرابر Th/Nd؛ B) نمودار La دربرابر La/Sm (نماد نمونهها همانند شکل 12 است)
بحث
سنگهای گرانیتوییدی به سن ژوراسیک در پهنة سنندج- سیرجان، بیشتر I-type هستند و در ارتباط با ماگماتیسم حاشیة فعال قارهای در سیستمی فرورانشی هستند که در پی فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ورقة ایران مرکزی پدید آمدهاند. افزونبر گرانیتهای I-type، در بخش هایی از پهنة سنندج- سیرجان بهویژه بخش شمالی، گرانیتوییدهای A-type نیز گزارش شده است (برای نمونه: Sepahi and Athari, 2006; Maanijou et al., 2013; Shahbazi et al., 2015; Yajam et al., 2015; Sarjoughian et al., 2016)
برپایة بررسیهای سن سنجی زیرکن به روش U-Pb در سنگهای نفوذی منطقه قروه- دهگلان، به باور Yajam و همکاران (2015)، فعالیت ماگمایی در این منطقه نزدیک به 160 تا 140 میلیون سال پیش روی داده است. این رخداد ماگمایی با نفوذ سنگهای مافیک تا حد واسط کالکآلکالن مرتبط با کمان و سپس نفوذ گرانیتوییدهای I-type آغاز شده است. پس از آن، ماگماتیسم نفوذی، با پیدایش گرانیتهای فلسیک آلکالن A-type ادامه یافته است. این تودهها، کمانی را پدید آوردهاند که بهسوی جنوبباختری از دیدگاه سنی جوانتر میشوند. این تودهها شامل باتولیت شمالی قروه (Ma 4±161)، شانهوره (Ma 1±160)، قلیلان (Ma 3±159)، باتولیت مرکزی قروه- گلالی و سرنجیانه (Ma1±148 - Ma2/0±151) و در پایان، باتولیت جنوبی قروه (Ma3±147) و بلبانآباد- هوارپان (Ma1±144) هستند.
گرانیتهای منطقة گلالی- ورمقان، از دیدگاه زمینشیمیایی، ویژگیهای گرانیتهای A-type را نشان میدهند و برپایة ردهبندی Eby (1992)، در محدوده گرانیتهای A2-type جای میگیرند. گرانیتهای A-type در پی فرایندهای ماگمایی گوناگونی، مانند ذوببخشی گوشته یا پوسته، تبلوربخشی مذابهای گوشتهای، فرایندهای AFC شامل هضم یا آلایش پوستهای همراه با تبلوربخشی و در پایان، آمیختگی ماگمایی میان مذابهای بازالتی و پوستهای پدید میآیند.
Collins و همکاران (1982) به دو علت با پیدایش مذابهای A-type در پی تبلوربخشی مذابهای I-type مخالف هستند. نخست اینکه مذابهای A-type، خشک و تقریباً بیآب هستند و با پیدایش تأخیری بیوتیت و آمفیبول بهصورت بلورهای میاندانهای تظاهر مییابد. پس هر گونه جدایش از مذاب فلسیک I-type (بهعلت تبلور نخستین فازهای خشک و بیآب) منجر به پیدایش مذابی آبدار میشود. دوم اینکه مقدارهای کم Rb و مقادیر نسبتاً بالای Sr در گرانیتهای A-type با پیدایش آنها در پی جدایش بلورین شدید فلدسپارها همخوانی ندارد. همچنین، جدایش از ماگمای بازالتی آلکالن، یک مکانیسم پذیرفتنی برای پیدایش گرانیتهای A-type متاآلومین نیست؛ زیرا، در این صورت، گرانیتهای آلکالن پدید میآیند (Shellnutt and Zhou, 2007) که این نکته با سرشت متآلومین گرانیتهای بررسیشده همخوانی ندارد. هرچند گرانیتهای A-type میتوانند در پی آمیختگی ماگماهای مافیک جدایششده از گوشته و مذابهای سیلیسی جدایششده از پوسته پدید آیند، اما دربارة گرانیتهای A-type منطقة گلالی- ورمقان نقش این فرایند در پیدایش این گرانیتها منتفی است؛ زیرا شواهد صحرایی برای رویداد آمیختگی ماگمایی (مانند: انکلاوهای مافیک و همچنین، اختلاف زمینشیمیایی و...) دیده نمیشود.
همانگونهکه در شکل 13 نشان داده شده است، روند گرانیتهای A-type بررسیشده بیشتر با روند ذوببخشی همخوانی دارد. این نکته نشاندهندة نقش فرایند ذوببخشی (صرفنظر از نوع خاستگاه) در پیدایش این گرانیتهاست. در کل، ماگمای گرانیتی مستقیماً از ذوببخشی گوشته پدید نمیآید؛ زیرا در این صورت، تنها ماگماهای مافیک تا حد واسط پدید میآیند (Taylor and McLennan, 1985). همچنین، گرانیتهای بررسیشده مقدارهای بالایی ازSiO2 (8/63 تا 35/74 درصدوزنی) و مقدارهای کمی از MgO (03/0 تا 28/2 درصدوزنی) دارند. این ویژگی با پیدایش مستقیم آنها از گوشته سازگاری ندارد.
ذوببخشی در محدودة پایداری پلاژیوکلاز (که با آنومالیهای منفی Eu، Ba و Sr شناخته میشود) سازوکار مهمی برای پیدایش گرانیتهای A-type دانسته شده است؛ اما سنگهای خاستگاه در این الگو، متنوع هستند. سنگ خاستگاه شاید دربردارندة موارد زیر باشد: باقیمانده (تفاله) گرانولیتی پوستة زیرین و غنی از F و Cl که مذابهای گرانیتی پیشتر از آن خارج شدهاند (Collins et al., 1982; Clemens et al., 1986; Whalen et al., 1987)، گرانیتهای I-type تونالیتی کمژرفای پوستهای (Skjerlie and Johnston, 1993; Patiño Douce, 1997)، خاستگاه آذرین کوارتز- فلدسپاتیک در شرایط اکسیدان (Dall’Agnol and de Oliveira, 2007)، خاستگاه آذرین کوارتز- فلدسپاتیک با ترکیب رسوبهای دگرگونشده (Anderson and Morrison, 2005; Dall’Agnol et al., 2005; Dall’Agnol and de Oliveira, 2007) و در پایان، سنگهای تولهایتی پوستة زیرین (Frost et al., 2001; Dall’Agnol and de Oliveira, 2007).
هرچند الگوی ذوب تفالة گرانولیتی میتواند فوگاسیتة پایین آب و مقدار فراوان هالوژن در برخی گرانیتهای A-type را توجیه کند؛ اما برخی ویژگیهای زمینشیمیایی گرانیتهای A-type (مانند FeOt/FeOt+MgO) را نمیتواند توجیه کند (Creaser et al., 1991; Frost and Frost, 1997; Wu et al., 2002). ذوببخشی خاستگاههای آذرین با ترکیب رسوبهای دگرگونشده میتواند برخی گرانیتهای A-type احیایی را پدید آورد که از دیدگاه ترکیبی، پرآلومین هستند (Anderson and Morrison, 2005)؛ اما گرانیتهای A-type منطقة بررسیشده، بیشتر متاآلومین هستند. به باور Bonin (2007)، مذابهای تجربیِ Patiño Douce (1997) در مقایسه با گرانیتهای A-type تیپیک، مقدارهای بیشتری از CaO و نسبت K/Na داشتهاند و دمای ذوب 950 درجة سانتیگراد در این ژرفا تا اندازهای (کمتر از 4 کیلوبار) انتظارداشتنی نیست. همچنین، King و همکاران (1997) گرانیتهای A-type متاآلومین و پرآلومین ضعیف را با نام گرانیتهای A-type آلومین تعریف و پیشنهاد کردهاند این گرانیتها نباید با گرانیتهای A-type پرآلکالن در یک گروه دانسته شوند؛ زیرا این گروه از گرانیتها ویژگیهای مشخص و متفاوت شیمیایی، سنگنگاری و صحرایی دارند. همراهی گرانیتهای A-type آلومین و گرانیتهای I-type شواهد مهمی را دربارة پیدایش گرانیتهای A-type نشان میدهد.
مقدارهای نسبتاً بالای Na2O و K2O در گرانیتهای A-type بررسیشده نشاندهندة وجود پلاژیوکلاز و پتاسیمفلدسپار یا بیوتیت در خاستگاه آنها است. افزونبر آن، آنومالیهای منفی Sr همراه با مقدارهای بالای HREE در گرانیتهای A-type نشاندهندة حضور پلاژیوکلاز و نبود گارنت در خاستگاه این سنگهاست (Watkins et al., 2007). همچنین، نمودارهای شکل 12 این نکته را تأیید میکنند. محتوای بالای HFSE و HREE در گرانیتهای A-type نشان میدهد این گرانیتها از خاستگاهی کمابیش خشک پدید آمدهاند (Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987). همچنین، محتوای بالای HREE در گرانیتهای A-type نشاندهندة خاستگاهی غنی از پیروکسن است (Mark, 1999). با توجه به مقدارهای کمابیش کم Rb/Ba و مقدارهای بالای K/Rb در گرانیتهای A-type، غنیشدگی از پتاسیم، نشاندهندة ذوب پتاسیمفلدسپار بهجای بیوتیت است (Landenberger and Collins, 1996; Jiang et al., 2005). ویژگیهای یادشده در گرانیتهای A-type منطقة بررسیشده نیز دیده میشود. ازاینرو، همة این ویژگیهای زمینشیمیایی به خاستگاه چارنوکیتی برای گرانیتوییدهای A-type اشاره دارند که در آن ترکیبهای TTG آبگیری شدهاند؛ اما هنگام رویداد فرایندهای حرارتی بهصورت مذاب تهیشده در نیامدهاند. چارنوکیت به سنگی گفته میشود که در پی رویداد فرایندهای دگرگونی پدید آمده و آبگیری شده است؛ اما از دیدگاه شیمیایی تهی نشده است. ذوببخشی چارنوکیت بهعنوان سازوکار پیدایش گرانیتهای A-type در برخی بررسیهای پیشنهاد شده است (Landenberger and Collins, 1996; Zhao et al., 2008). ذوببخشی سنگهای پوستهای برای پیدایش سنگهای گرانیتی نیازمند گرمای بیرونی است. پیشنهاد شده است زیرراندگی ماگمای مافیک گوشتهای ذوببخشی سنگهای TTG و پیدایش ماگماهای I-type را بهدنبال دارد. در همین زمان، سنگهای بالای خاستگاه ماگمای I-type بهدنبال گرما و آبزدایی به چارنوکیت تبدیل میشوند. شرایط ذوببخشی چارنوکیت آبگیریشده شاید با کشش پوستهای و زیرراندگی ماگما در مقیاس بزرگ آسان میشود و گرانیتهای A-type دما بالا و کم آب (خشک) را پدید میآورد. زیرراندگی بزرگ مقیاس ماگمای مافیک، معمولاً در ارتباط با پلومهای گوشتهای یا بالاآمدگی سستکره است. گرانیتوییدهای I-type پهنة سنندج- سیرجان بیشتر ویژگیهای زمینشیمیایی ماگماهای کمان (arc- related) را دارند و پیدایش آنها در ارتباط با ماگماتیسم حاشیة فعال قارهای در پی فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ورقة ایران مرکزی بوده است (Sepahi and Athari, 2006; Ahmadi Khalaji et al., 2007; Torkian et al., 2008; Mahmoudi et al., 2011; Maanijou et al., 2013; Yajam et al., 2015; Jamshidibadr et al., 2018).
همانگونهکه گفته شد، گرانیتهای A-type بررسیشده بیشتر در محدودة A2 جای گرفتهاند. پیشنهاد شده است گرانیتهای A2 در محیطهای کششی post-collisional یا post-orogenic پدید میآیند و با گرانیتهای A1 که در موقعیتهای درونورقهای پدید میآیند متفاوت هستند. همچنین، با فاصله زمانی کوتاهی (10 تا 20 میلیون سال) پس از زمینساخت فشارشی پدید میآیند (Eby, 1992, 2011).
به گفتة Yajamو همکاران (2015)، ماگماتیسم مرتبط با فرورانش، از ژوراسیک پیشین در جنوبیترین تودههای آذرین درونی پهنة سنندج- سیرجان آغاز شده و در ژوراسیک پسین، در تودههای آذرین درونی خاور سنندج تا گلالی، با پیدایش ماگمای مادر سنگهای مافیک (نزدیک به 160 میلیون سال پیش) ادامه یافته است. نفوذ ماگمای دما بالا با خاستگاه گوشتهای در افقهای پوستهای، گرادیان گرمایی را افزایش داده و سنگهای پوستهای پیسنگ سنندج- سیرجان با ویژگیهای ایزوتوپی نخستین و مشابه سپر عربین- نئوبین را دچار ذوببخشی کرده است. در پهنة سنندج- سیرجان، فرایند برخورد دستکم تا زمان ائوسن بهدرازا کشیده است (Mohajjel and Fergusen, 2014).
به پیشهاد Azizi و Asahara (2013)، در زمان ژوراسیک پسین، یک کمان جزیرهای با پهنة سنندج- سیرجان برخورد کرده است. این رخداد نیز چهبسا انسداد حرکت ورقة فرورو و توقف فرورانش در این زمان را در پی داشته است. تغییر ماگماتیسم I-type به A-type در زمان ژوراسیک پسین در پهنة سنندج- سیرجان نشاندهندة آشفتگی و بههمریختگی فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ورقة ایران مرکزی است. در این بازة زمانی، ماگماتیسم در منطقه کمرنگ شده و در پایان، در ژوراسیک پسین- کرتاسه پیشین، با توقف فرورانش نبود فرایندهای ماگمایی (gap) در این ناحیه از پهنة سنندج- سیرجان روی داده است (Yajam et al., 2015). همراهی گرانیتهای I-type و A-type در این بخش از پهنة سنندج- سیرجان نشاندهندة تغییرات ژئودینامیک از زمینساخت فشارشی (arc-magmatsim) به زمینساخت کششی (back arc-magmatism) در پی فرایند عقبگرد ورقة فرورو (slab roll-back) است. ازاینرو، اختلاف زمینشیمیایی میان گرانیتهای I-type و A-type نشاندهندة اختلاف محیط زمینساختی آنهاست؛ بهگونهایکه گرانیتهای I-type مربوط به فشارش و گرانیتهای A-type مربوط به کشش هستند (Yan and Shi, 2016). با توجه به همة دادههای یادشده، الگوی ژئودینامیک جدیدی برای پیدایش گرانیتهای A-type پیشنهاد میشود که شامل ذوببخشی سنگهای چارنوکیتی پوستة زیرین در یک محیط زمینساختی کششی (حوضههای کششیِ pull-apart) در سیستم فرورانش است (شکل 14). در این الگو، گرانیتهای A-type متاآلومین، بهدنبال ذوببخشی سنگهای چارنوکیتی (بهجای ذوب یک خاستگاه تونالیتی) پدید آمدهاند. بدینگونهکه ماگماتیسم حاصل از فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی ماگماهای مافیک با خاستگاه گوشتهای را پدید آورده است. این ماگماهای مافیک در بخشهای زیرین پوسته، زیررانده شدهاند و در پایان، ذوببخشی سنگهای پوستة زیرین (شامل سنگهای TTG) و پیدایش ماگمای گرانیتهای I-type در پهنة سنندج- سیرجان را به دنبال داشتهاند. در این مرحله، بهدنبال گرمایِ ماگماهای مافیک، سنگهای گرانولیتی پوستة زیرین ذوب شدهاند و باقیماندة آنها که آبگیری شده است (اما تهی نشده است) به چارنوکیت تبدیل میشود. به دلایل گفتهشده، رخداد عقبگرد ورقة فرورو (slab roll back) سبب بالاآمدگی سستکره و به دنبال آن، در بخشهای زیرین پوسته کشش روی داده است. سپس، گرمایِ ماگماهای مافیک با خاستگاه گوشتهای، سنگهای چارنوکیتی پوستة زیرین را دچار ذوببخشی کرده است و در پایان، گرانیتوییدهای A-type در یک رژیم زمینساختی کششی در محیط حاشیة فعال قارهای پدید آمدهاند.
شکل 14- الگوی زمینساختی پیشنهادی برای پیدایش گرانیتهای A-type در منطقة گلالی- ورمقان در بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان. A) در زمان ژوراسیک پسین، فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی سبب پیدایش ماگماهای مافیک با خاستگاه گوشتهای شده است که حرارت ناشی از این ماگماهای مافیک ذوب سنگهای TTG پوسته و پیدایش گرانیتهای I-type را بهدنبال داشته است (رژیم زمینساختی فشارشی)؛ B) در زمان ژوراسیک پسین تا کرتاسه پیشین، عقبگرد ورقه فرورو بالاآمدگی سستکره و در پی آن، کشش در بخش پایینی پوسته را بهدنبال داشته است (رژیم زمینساختی کششی). در این مرحله، گرمای ناشی از ماگماهای مافیک گوشتهای سنگهای گرانولیتی پوستة زیرین را آبگیری کرده و آنها را به چارنوکیت تبدیل کرده است. در پایان، در پی ذوببخشی سنگهای چارنوکیتی پوستة زیرین، گرانیتهای A-type منطقة گلالی- ورمقان در یک موقعیت زمینساختی کششی (حوضه کششی pull-apart) در پهنة فرورانش پدید آمدهاند.
دربارة وجود سنگهای چارنوکیتی در پهنة سنندج- سیرجان (بهویژه در بخش شمالی) تا کنون گزارشی داده نشده است. همچنین، رخنمون سطحی این سنگها در منطقة بررسیشده نیز دیده نشده است؛ اما در این بررسی برپایة دادههای زمینشیمیایی و همچنین، بررسیهای انجامشده در مناطقی از جهان که از دیدگاه ساختاری قابل مقایسه با پهنة سنندج- سیرجان هستند، سنگهای چارنوکیتی بهعنوان سنگ خاستگاه گرانیتهای A-type دانسته شدهاند. ازاینرو، گرانیتهای A-type منطقة گلالی- ورمقان، نشاندهندة محیط کششی مرتبط با فرورانش هستند. از انواع محیطهای زمینساختی کششی مرتبط با سیستمهای فرورانش میتوان حوضههای pull-apart را نام برد. ساختار کششی این حوضههای زمینساختی همراه با گسلهای ژرف صعود و جایگیری ماگماهای گرانیتی در افقهای پوستهای را آسان میکند. گاه ممکن است این محیطهای کششی، گسترش یابند و حوضههای back-arc قارهای را ایجاد کنند (Yan et al., 2004). در ابتدا فرض بر این بود گرانیتهای A-type در محیطهای غیرکوهزایی پدید میآیند (Loiselle and Wones, 1979)؛ اما بررسیهای بعدی نشان دادهاند گرانیتهای A-type میتوانند در موقعیتهای ژئودینامیک مختلفی از درونورقهای تا مرز صفحهها پدیدار شوند (Bonin, 2007). ازاینرو، گرانیتهای A-type گلالی- ورمقان در پهنة سنندج- سیرجان نمایندة گرانیتهای A-type باشند که در ارتباط با زمینساخت کششی در محیطهای فرورانشی هستند. پس گرانیتهای A-type شاخص محیطهای غیرکوهزایی (anorogenic) نیستند؛ بلکه، نمایانگر محیطهای کشش ناحیهای هستند (Zhao et al. 2008).
برداشت
برپایة بررسیهای سنگنگاری، کوارتز، آلکالیفلدسپار و بیوتیت کانیهای اصلی سازندة گرانیتهای منطقة گلالی- ورمقان هستند. از مهمترین کانیهای مافیک در این سنگها آمفیبول (هورنبلند) و بیوتیت نام برده میشوند. آپاتیت، اسفن (تیتانیت)، زیرکن و اکسیدهای آهن نیز کانیهای اتفاقی هستند. در نمودارهای زمینشیمیایی نامگذاری سنگهای آذرین درونی، این سنگها در محدوده گرانیت و آلکالیفلدسپار گرانیت جای میگیرند. ترکیب کانیشناسی و ویژگیهای بافتی این گرانیتها، تا اندازة بسیاری یکسان است. این نکته نشاندهندة ارتباط زایشی میان آنهاست. گرانیتهای گلالی- ورمقان، ویژگیهای زمینشیمیایی گرانیتهای A-type را نشان میدهند و برپایة نمودارهای زمینشیمیایی به گرانیتهای A-type و زیرگروه A2- type متعلق هستند. این گرانیتها، بیشتر سرشت ماگمایی شوشونیتی و کالکآلکالن پتاسیم بالا دارند و برپایة شاخص اشباع از آلومینیم در گروه گرانیتهای متاآلومین جای میگیرند. برپایة نمودارهای زمینساختی، گرانیتهای منطقة گلالی- ورمقان بیشتر در محدودة مشترک گرانیتهای کمان آتشفشانی و گرانیتهای درونورقهای جای میگیرند که این نکته نشاندهندة پیدایش آنها در یک سیستم post-orogenic است. در نمودارهای عنکبوتی عنصرهای فرعی و همچنین، عنصرهای خاکی کمیاب (REEs) بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت، آنومالیهای منفی عنصرهایی مانند Ba، Sr، Eu، P و Ti دیده میشود. افزونبر آن، غنیشدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) و عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) و HREE نیز نشاندهندة وجود خاستگاهی پوستهای برای گرانیتهای بررسیشده و پیدایش ماگمای خاستگاه آنها در محدودة پایداری پلاژیوکلاز و بیحضور گارنت است. ازاینرو، برپایة ویژگیهای زمینشیمیایی گرانیتهای A-type و همچنین، موقعیت زمینساختی منطقة گلالی- ورمقان و نیز همراهی گرانیتهای A-type با گرانیتهای I-type در محیط زمینساختی فعال حاشیة قارهای، پیشنهاد میشود سنگ خاستگاه ماگمای این گرانیتها ترکیب چارنوکیتی داشته است. گرانیتهای I-type بهدنبال ذوببخشی سنگهای پوستة زیرین در محیط کمان آتشفشانی پدید آمدهاند و پیدایش آنها در ارتباط با ماگماتیسم فشارشی کمان بوده است؛ اما گرانیتهای A-type از ذوببخشی سنگهای چارنوکیتی پوستة زیرین که بهدنبال زیرراندگی ماگماهای مافیک گوشتهای آبگیری شدهاند، پدید آمدهاند. پیدایش گرانیتهای A-type در ارتباط با ماگماتیسم کششی در سیستم فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی پیامد عقبگرد ورقة فرورو بوده است. ازاینرو، تغییر رژیم زمینساختی فشارشی به رژیم زمینساختی کششی در زمان ژوراسیک پسین- کرتاسه پیشین، عامل پیدایش گرانیتهای A-type در این ناحیه از پهنة سنندج- سیرجان بوده است. چنین موقعیت زمینساختی کششی به احتمال بالا میتواند در ارتباط با حوضههای کششی pull-apart باشد.
)
