نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری (پترولوژی)، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی‌سینا، همدان، ایران
2 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی‌سینا، همدان، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The Qorveh batholith, in the N-Sanandaj-Sirjan Zone, comprises several gabbroic, dioritic and granitic masses intruded the Jurassic metamorphic assemblage (i.e., schist, amphibolite and marble). In spite of a number of studies which have been carried out on the various aspects of these rocks, but none of them has been studied the Mixing/Mingling model. Thus, the purpose of present study is to examine the development of the magmatic mixing process in the rocks under study based on geochemical data obtained from the enclaves and their host rocks as well as their field relationship.
Analytical Method
In order to study the geochemical properties of intrusive rocks, 10 samples of enclaves and their host rocks. The rock composition with the least amount of alteration was selected and sent to the Pennsylvania State University of (USA) to determine the amounts of major elements by ICP-AES method, and rare and rare earth elements by ICP-MS method.
Field observations
The enclaves, in the intrusive masses under study, are finer than that of their host rock. Therefore, they belong to the group of mafic fine-grained enclaves or microgranular mafic enclaves. (MMEs). The (MMEs) are in rounded and elliptical shapes in the host rocks and generally they have a sharp contact with their host and are composed of igneous minerals.
Petrography
The host rocks include granite, granodiorite and monzonite, and the enclaves are dioritic and gabbroic in composition. There are similar minerals in the enclaves and their host rocks, but they often differ in the amount of minerals. They are mainly composed of mafic mineral and plagioclase. While their host rocks are characterized by smaller amounts of these minerals, the host rocks instead have higher amounts of quartz alkali feldspar. The transfer of plagioclase crystals at the common boundary of the enclave and the host rock is evidence of the magmatic mixing process in the nature of the intrusive masses studied. A number of enclaves contain megacrystals of feldspar potassium and quartz taken from the host rocks. This supports the formation of enclaves by mixing.
Geochemistry
Geochemical studies indicate that these rocks are metaluminous, belonging to calc-alkaline magma series, having I-type characteristics. In Harker diagrams, mafic enclaves have higher MgO, TiO2, P2O5, Na2O, FeO(t), Al2O3, MnO and CaO contents than that of the host rocks, and lower K2O and SiO2 contents. The higher contents of CaO, MgO and FeO(t) in the enclaves, compared to their host, confirms their more mafic nature, which is usually proportional to the higher contents of mafic minerals in the modal of the enclaves than that of the host. The enrichment of the studied enclaves in Co, Cr, Ni display that these rocks are globules of mafic magmas mingling to felsic type.
Discussion
According to field observations as well as petrographic studies, the effective factor in the evolution of magma forming intrusive masses has been mentioned as magmatic mixing. The presence of mafic fine-grained enclaves with evidence of disequilibrium textures such as feldspar with poikilitic texture, the presence of mafic masses and needle apatite, small blades-shaped plagioclase within large plagioclase or two types of plagioclases, and zoning all confirm magmatic mingling/ mixing processes. Considering that the magnesium number (Mg#) in the mantle is about 0.7 and the studied enclaves with a high magnesium number of 0.52-0.62 are evidence of the involvement of mantle-derived mafic magma. High values of Mg# in enclaves compared to their host rock (0.34-0.48) shows the mixing of magmas from the mantle with the crustal magmas. Magma mixing model has also been considered by geochemical differentiation diagrams. The trend of the samples is a curve and indicates that the effective process in magma evolution is most likely magmatic fusion. Numerous studies have shown that mafic microgranular enclaves are globules of a mantle derived mafic magma that crystallize rapidly in the injected felsic magma from the crust and, as a result, become more viscous, forming separated magmatic bubbles. In addition to the mentioned geochemical features, the enclaves are poor in LREE and LILE and enriched in Ti compared to the host rocks. Therefore, they seem to have originated from two different magmas and are placed together due to magmatic mixing.
Conclusion
The host rock units in the studied intrusions include granite, granodiorite, monzonite and gabbroic, dioritic enclaves. The constituent magma of this complex is in I- type, metaluminous and is in the calc-alkaline series. Based on the studies, the dominant process in the evolution of magmatic mixing. Some new findings include the presence of reversals in submerged slabs and the penetration of fleshy compounds. Which naturally have different temperatures and compositions compared to higher crustal horizon magmas, provides conditions for the occurrence and the development of the magmatic mixing process.
Acknowledgements
This paper is a part of the dissertation of the first author and therefore the authors acknowledge the financial support of the research assistant, Bu Ali Sina University.
کلیدواژه‌ها [English]
توده‌های آذرین درونی جنوب قروه در شمال پهنة سنندج- سیرجان و در استان کردستان برونزد دارند. در این تودهها سنگ‌های میزبان گرانیت، گرانودیوریت و مونزونیت هستند و انکلاوها ترکیب دیوریتی و گابرویی دارند. بررسی انکلاوهای درون گرانیتها، از موضوعات مهم در بررسی گرانیت‌هاست و اطلاعات ارزشمندی را دربارة تحولات ماگمای مادر توده‌های آذرین درونی و اختلاط ماگمایی در اختیار می‌گذارند (Frost and Mahood, 1987; Holden et al., 1987; Eberz and Nicholls, 1988).
این مجموعه توسط پژوهشگران بسیاری، از دیدگاههای گوناگون بررسی شده است. محمودی و همکاران (Mahmoudi et al., 2011)، با به‌کارگیری روش اورانیم-سرب، سن پیدایش سنگ‌های مافیک و فلسیک منطقه را ژوراسیک بالایی به‌دست آوردهاند. ترکیان (Torkian, 2011) با بررسی جایگاه زمین‌ساختی گرانیتویید قروه این مجموعه را از نوع گرانیتوییدهای قوس-قارهای دانستهاند. عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2015)، سنگ‌های مافیک کنگره و تقیآباد قروه را بررسی و دو محیط زمین‌ساختی جزیره‌های کمانی و پهنة پشت کمان اقیانوسی را برای آنها پیشنهاد دادهاند. ترکیان و فرمن (Torkian and Furman, 2015) حضور انکلاوهای مافیک در گرانیتوییدهای جنوب قروه را گواهی بر رخداد اختلاط ماگمایی در منطقه دانستهاند. یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015)، محیط پشت کمان قارهای را برای گرانیتوییدهای کنگرة قروه با سن 1±141 میلیون سال پیش پیشنهاد دادهاند که منطقة بررسی‌شده در چهارگوش مطالعاتی این پژوهش نیز وجود دارد. عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2020) فرایند مهم در تغییر ترکیب شیمیایی ماگما و پیدایش سنگ‌های اسیدی تا مافیک (در مناطق: تکیه، میهم و شیروانه) را اختلاط ماگمایی دانستهاند. شیرمحمدی و همکاران (Shirmohammadi te al., 2021) بررسی‌هایی روی ماگماهای گرانیتی نوع A منطقة قروه انجام دادهاند که وجود عقبگرد در تختة فرورونده در رژیم زمین‌ساختی تاثیرگذار در پهنة سنندج- سیرجان که گاه پیامد آن اختلاط ماگمایی است، را نیز منتفی ندانستهاند. موسوی و ترکیان (Mousavi and Torkian, 2021) برپایة داده‌های ریزکاو الکترونی به‌دست‌آمده برای پلاژیوکلازهای درون انکلاوها و سنگ میزبان آنها، نشان دادند این کانیها گاه منطقه‌بندی نوسانی نشان می‌دهند و حتی به‌طور بخشی انحلال پیدا کرده و با آلکالی‌فلدسپار جایگزین شده‌اند که این ویژگی را نیز نشان‌دهندة فرایند آمیختگی ماگمایی دانستهاند. گفتنی است اصطلاح اختلاط ماگمایی[1] به ترکیب‌شدن کامل دو ماگمای مافیک و فلسیک و در نتیجه حاصل‌شدن ماگمایی همگن با ترکیب حد واسط گفته می‌شود؛ اما آمیختگی ماگمایی[2] پیامد تقابل مکانیکی دو ماگمای مختلف است که هنوز برخی از ویژگی‌های نخستین خود را حفظ کردهاند (Vernon, 1990; Didier and Barbarin, 1991; Torkian, 2013). در بررسی‌های انجام‌شده پیشین در این مناطق تمرکز بیشتر روی انجام بررسی‌های سنسنجی و سنگ‌زایی به‌صورت محلی در یک یا دو منطقه از مناطق بررسی‌شدة پژوهش بوده است. این مقاله به بررسی شواهد وابسته به آمیختگی/اختلاط ماگمایی در این تودهها پرداخته است و یافته‌های به‌دست‌آمده از بررسی روابط صحرایی، ویژگی‌های بافتی و داده‌های زمین‌شیمیایی در انکلاوها و سنگ‌های میزبان‌شان در این مقاله گزارش شده‌اند. همچنین، تمرکز اصلی این بررسی روی فرایندهای مؤثر در تحول ماگما در مناطق بیشتری (پیرسلیمان، کنگره، مجیدآباد، قورمهدره و شانهوره) از جنوب قروه است.
زمین‌شناسی و روابط صحرایی
مناطق بررسی شده در جنوب شهرستان قروه جای گرفته‌اند که بخشی از قلمروی بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان به‌شمار می‌رود. پهنة سنندج- سیرجان یک پهنة ماگمایی-دگرگونی با روند شمالباختری-جنوبخاوری است که با درازای بیشتر از 1500 کیلومتر و پهنای 150-200 کیلومتر، میان پهنة چینخورده-روراندة زاگرس و پهنة ماگمایی ارومیه-دختر جای گرفته است و از مجموعه سنگ‌های دگرگونی درجه پایین تا بالا، به همراه چندین تودة آذرین درونی با ترکیب بیشتر اسیدی تا حد واسط تشکیل شده است (Azizi et al., 2015) (شکل 1)؛ هر چند توده‌های بازیک نیز به‌طور محلی این تودهها را همراهی می‌کنند (Molaei Yeganeh et al., 2018).
شکل 1. نقشة پهنه‌بندی زمین‌ساختی ایران (Stöcklin, 1968)، جایگاه منطقة قروه با چهارگوش سرخ‌رنگ در پهنة سنندج- سیرجان نشان داده شده است.
Figure 1. Map of tectonic units in the Iranian plateau (Stöcklin, 1968). The red square indicate location of Qorveh region in the Sanandaj-Sirjan zone.
سنگ‌های دگرگونی در پهنة سنندج- سیرجان در بردارندة انواع شیستها، مرمرها و ماسهسنگهای دگرگون‌شدة پدید‌آمده از سنگ‌های رسوبی و دگرگونی هستند (Shaikh Zakariaei and Monsef, 2010). توده‌های گرانیتوییدی درون کمپلکس دگرگونی ژوراسیک آغازین تا میانی نفوذ کردهاند و سنی برابربا 170 تا 140 میلیون سال پیش دارند (Mahmoudi et al., 2011). فراوانی و پراکندگی گرانیتوییدها در بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان بسیار بیشتر و گستردهتر از بخش‌های دیگر آنست (Mohajjel and Fergosen, 2000). در باتولیت قروه که در بخش مرکزی پهنة سنندج- سیرجان جای گرفته است تودههایی از جنس گابرو، دیوریت و گرانیت وجود دارند که در مجموعة دگرگونی ژوراسیک (شیست، آمفیبولیت و مرمر) نفوذ کردهاند (Molaei Yeganeh et al., 2018; Azizi et al., 2020) (شکل 2).
توده‌های آذرین بررسی‌شده شامل مجموعههای پیرسلیمان، مجیدآباد، کنگره، شانهوره و قورمهدره هستند. از دیدگاه جغرافیایی، مناطق یادشده در مرز استانهای همدان، کردستان و کرمانشاه جای دارند. در این مناطق تودهها در اندازههای گوناگون و با ترکیب مافیک، حدواسط و فلسیک رخنمون نشان می‌دهند.
شکل 2. نقشة زمین‌شناسی ساده‌شدة قروه (برپایة نقشة زمین‌شناسی قروه تهیه‌شده توسط سازمان زمین‌شناسی کشور (Hosseini, 1997)) و نمونه‌های بررسی‌شده در منطقة کنگره، شانهوره، پیرسلیمان، مجیدآباد و قورمهدره.
Figure 2. Simplified geological map of the Qorveh (based on the geological map of Qhorveh by the Geological Survey of Iran (Hosseini, 1997)) and the studied samples from Kangareh, Shanevareh, Pirsoliman, Majidabad and Gormehdareh areas.
روش انجام پژوهش
برای بررسی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های توده‌های آذرین درونی َمار 10 نمونه از انکلاو و سنگ‌های میزبان آنها برپایة تنوع ترکیب سنگی و با کمترین میزان دگرسانی برگزیده و برای تعیین مقدار عنصرهای اصلی به روش ICP-AES[3] و عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی به روش ICP-MS[4] به دانشگاه ایالتی پنسیلوانیا (آمریکا) فرستاده شدند. در این روش مقدار 2/0 گرم از پودر سنگ در لیتیم‌بورات (LiBO2) ذوب و سپس در اسید HNO3 حل می‌شود. آستانة آشکارسازی عنصرهای اصلی 1/0 تا 01/0 درصدوزنی و برای عنصرهای فرعی 1/0 تا 10ppm گزارش شده است. مقدار LOI [5] برای هر نمونه پس از حرارت در کوره با دمای میانگین 900 درجة سانتیگراد و برپایة اختلاف وزن آن با نمونة نخستین به‌دست آمد. داده‌های به‌دست‌آمده از آزمایشها در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. در پایان، با نرمافزارهای سنگ‌شناسی و گرافیک (Arc GIS, GCDkit 2.1.1, Petrograph, Excel) به ترسیم نمودارها و سپس تفسیر این نتایج پرداخته شده است. نام اختصاری کانیها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.
جدول 1. داده‌های زمین شیمیایی سنگ کل برای سنگ‌های میزبان بررسی‌شده در قروه (اکسید عنصرها برپایة wt%؛ عنصرها برپایة ppm).
Table 1. Whole rock geochemical data for the studied host rocks in Qorveh (Oxides in wt%; elements in ppm).
|
Intrusive bodies |
Shannevareh |
Gharomeh dareh |
Pirsoliman |
Kangareh |
Majidabad |
|
Sample No. |
A.Sh.13 |
A.G.7 |
A.P.27.H |
A.K.10.H |
A.M.18.H |
|
Name |
Monzonite |
Monzonite |
Granodiorite |
Granite |
Monzonite |
|
Latitude (N) |
35°09'06.0" |
34°58'21.8" |
35°03'50.9" |
35°07'51.3" |
35°02'47.7" |
|
Longitude (E) |
047°41'42.3" |
047°52'56.2" |
047°47'26.2" |
047°31'50.2" |
047°48'41.0" |
|
SiO2 |
60.7 |
63.6 |
66.7 |
70.4 |
60 |
|
TiO2 |
0.84 |
1.18 |
0.37 |
0.27 |
0.6 |
|
Al2O3 |
17.5 |
15.6 |
14.8 |
15.7 |
19.6 |
|
Fe2O3T |
0.77 |
0.77 |
0.11 |
0.18 |
0.47 |
|
FeO |
4.37 |
4.35 |
0.64 |
1.02 |
3.51 |
|
MgO |
2.29 |
1.24 |
0.33 |
0.54 |
1.55 |
|
MnO |
0.12 |
0.06 |
0.01 |
0.01 |
0.07 |
|
CaO |
3.33 |
3.34 |
2.87 |
3.98 |
5.86 |
|
Na2O |
4.53 |
5.19 |
6.04 |
5.68 |
7.13 |
|
K2O |
3.01 |
3.38 |
0.47 |
1.64 |
0.41 |
|
P2O5 |
0.4 |
0.29 |
0.09 |
0.19 |
0.21 |
|
LOI |
1.91 |
0.65 |
0.83 |
1.11 |
0.6 |
|
Sum |
99.9 |
99.7 |
93.3 |
100.73 |
100 |
|
Mg# |
0.48 |
0.34 |
0.48 |
0.48 |
0.44 |
|
Li |
27.301 |
20.901 |
8.861 |
3.94 |
3.98 |
|
Rb |
182 |
81.2 |
20.3 |
47.4 |
13.701 |
|
Cs |
1.5 |
0.69 |
0.73 |
0.654 |
0.38 |
|
Sr |
702 |
212 |
313 |
199 |
599 |
|
Ba |
824 |
474 |
54 |
265 |
161 |
|
Sc |
2.83 |
10.901 |
4.03 |
5.42 |
8.44 |
|
V |
62.3 |
83.1 |
19.9 |
23.3 |
40.8 |
|
Cr |
6.27 |
4.95 |
3.52 |
26.3 |
10.601 |
|
Co |
12.3 |
15.3 |
12.6 |
37.5 |
15.601 |
|
Ni |
4.63 |
5.771 |
4.171 |
13.6 |
7.46 |
|
Cu |
26.5 |
2.85 |
3.75 |
38.101 |
5.15 |
|
Zn |
76.601 |
16.5 |
15 |
19.9 |
51.801 |
|
Y |
11.4 |
23.801 |
40.6 |
22.4 |
11.9 |
|
Nb |
19.2 |
29.201 |
31.4 |
14.6 |
11.6 |
|
Ta |
1.2 |
1.85 |
3.66 |
1.38 |
0.86 |
|
Zr |
20.901 |
31.5 |
26.1 |
16.301 |
10.1 |
|
Hf |
0.722 |
1.02 |
1.271 |
0.537 |
0.512 |
|
Mo |
0.12 |
0.31 |
0.11 |
0.128 |
0.048 |
|
Cd |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.036 |
0.11 |
|
Sn |
1.521 |
2.03 |
2.29 |
3.68 |
2.27 |
|
Sb |
0.41 |
0.251 |
0.21 |
0.123 |
0.26 |
|
TI |
0.91 |
0.15 |
0.11 |
0.224 |
0.084 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Intrusive bodies |
Shannevareh |
Gharomeh dareh |
Pirsoliman |
Kangareh |
Majidabad |
|
Sample No. |
A.Sh.13 |
A.G.7 |
A.P.27.H |
A.K.10.H |
A.M.18.H |
|
Name |
Monzonite |
Monzonite |
Granodiorite |
Granite |
Monzonite |
|
Latitude (N) |
35°09'06.0" |
34°58'21.8" |
35°03'50.9" |
35°07'51.3" |
35°02'47.7" |
|
Longitude (E) |
047°41'42.3" |
047°52'56.2" |
047°47'26.2" |
047°31'50.2" |
047°48'41.0" |
|
Pb |
10.5 |
3.521 |
7.82 |
13.3 |
10 |
|
U |
1.41 |
1.55 |
6.99 |
1.82 |
1.981 |
|
Th |
5.88 |
6.71 |
34.8 |
14.3 |
23 |
|
La |
22.8 |
22.701 |
69.9 |
25.2 |
78.601 |
|
Ce |
41.801 |
45.901 |
133 |
52.6 |
130 |
|
Pr |
4.701 |
5.42 |
12.901 |
5.84 |
11.9 |
|
Nd |
16.9 |
21 |
43.901 |
21.7 |
36.1 |
|
Sm |
2.96 |
4.39 |
7.62 |
4.801 |
4.46 |
|
Eu |
1.13 |
1.61 |
1.44 |
1.19 |
1.61 |
|
Gd |
2.45 |
4.26 |
6.91 |
4.54 |
3.22 |
|
Tb |
0.35 |
0.67 |
1.05 |
0.733 |
0.401 |
|
Dy |
1.881 |
3.86 |
6.19 |
4.24 |
1.991 |
|
Ho |
0.38 |
0.791 |
1.28 |
0.771 |
0.4 |
|
Er |
1.04 |
2.25 |
3.71 |
1.99 |
1.11 |
|
Tm |
0.15 |
0.32 |
0.59 |
0.307 |
0.16 |
|
Yb |
0.987 |
2.05 |
3.97 |
1.93 |
1.101 |
|
Lu |
0.14 |
0.301 |
0.59 |
0.143 |
0.18 |
|
Mg# |
0.48 |
0.34 |
0.48 |
0.48 |
0.44 |
جدول 2. داده‌های زمین شیمیایی سنگ کل برای انکلاوهای بررسی‌شده در قروه (اکسید عنصرها برپایة wt%؛ عنصرها برپایة ppm).
Table 2. Whole rock geochemical data for the studied enclaves in Qorveh (Oxides in wt%; elements in ppm).
|
Intrusive bodies |
Majidabad |
Shannevareh |
Gharomeh dareh |
Pirsoliman |
Kangareh |
|
Sample No. |
A.M.18.E |
A.Sh.12 |
A.G.6 |
A.P.27.E |
A.K.10.E |
|
Name |
Gabbro |
Diorite |
Diorite |
Diorite |
Diorite |
|
Latitude (N) |
35°02'47.7" |
35°09'06.0" |
34°58'21.8" |
35°03'50.9" |
35°07'51.3" |
|
Longitude (E) |
047°48'41.0" |
047°41'42.3" |
047°52'56.2" |
047°47'26.2" |
047°31'50.2" |
|
SiO2 |
46.6 |
52 |
55.3 |
54.7 |
49.8 |
|
TiO2 |
2.01 |
1.34 |
0.92 |
0.97 |
1.27 |
|
Al2O3 |
15.5 |
17.5 |
16.6 |
15.7 |
16.2 |
|
Fe2O3T |
1.99 |
1.23 |
1.15 |
1.18 |
1.35 |
|
FeO |
11.31 |
6.98 |
6.53 |
6.7 |
7.65 |
|
MgO |
7 |
4.46 |
4.21 |
5.29 |
7.22 |
|
MnO |
0.2 |
0.14 |
0.08 |
0.13 |
0.16 |
|
CaO |
10.2 |
7.74 |
6.35 |
6.48 |
8.88 |
|
Na2O |
2.44 |
3.32 |
4.73 |
4.31 |
3.21 |
|
K2O |
1.15 |
1.65 |
1.98 |
0.99 |
0.97 |
|
P2O5 |
0.29 |
0.38 |
0.19 |
0.16 |
0.18 |
|
LOI |
0.91 |
1.9 |
1.13 |
1.68 |
1.19 |
|
Sum |
99.56 |
98.65 |
99.13 |
98.27 |
98.12 |
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Intrusive bodies |
Majidabad |
Shannevareh |
Gharomeh dareh |
Pirsoliman |
Kangareh |
|
Sample No. |
A.M.18.E |
A.Sh.12 |
A.G.6 |
A.P.27.E |
A.K.10.E |
|
Name |
Gabbro |
Diorite |
Diorite |
Diorite |
Diorite |
|
Latitude (N) |
35°02'47.7" |
35°09'06.0" |
34°58'21.8" |
35°03'50.9" |
35°07'51.3" |
|
Longitude (E) |
047°48'41.0" |
047°41'42.3" |
047°52'56.2" |
047°47'26.2" |
047°31'50.2" |
|
Mg# |
0.52 |
0.53 |
0.53 |
0.58 |
0.62 |
|
Li |
29.7 |
29.5 |
35.901 |
47.8 |
10.201 |
|
Rb |
42.301 |
59.6 |
118 |
59.1 |
53.901 |
|
Cs |
3.56 |
3.47 |
2.98 |
2.74 |
1.09 |
|
Sr |
316 |
640 |
292 |
298 |
364 |
|
Ba |
148 |
422 |
273 |
141 |
129 |
|
Sc |
32.9 |
27.701 |
31.3 |
31.1 |
32.501 |
|
V |
302 |
215 |
162 |
171 |
181 |
|
Cr |
272 |
8.86 |
95.7 |
189 |
241 |
|
Co |
43.701 |
31.7 |
25.4 |
37 |
43.201 |
|
Ni |
58.7 |
15.6 |
20.901 |
48.901 |
49.5 |
|
Cu |
32.4 |
33.501 |
3.21 |
22.8 |
27.2 |
|
Zn |
115 |
84.501 |
32.3 |
87 |
82.3 |
|
Y |
29.3 |
31.901 |
37.3 |
41 |
28 |
|
Nb |
11 |
25.4 |
20.2 |
21.101 |
7.22 |
|
Ta |
0.605 |
1.34 |
1.32 |
1.37 |
0.482 |
|
Zr |
24.101 |
24.8 |
27.5 |
55.301 |
107 |
|
Hf |
1.4 |
1.621 |
1.47 |
1.621 |
2.67 |
|
Mo |
0.067 |
0.244 |
0.19 |
0.163 |
0.196 |
|
Cd |
0.144 |
0.066 |
0.021 |
0.074 |
0.103 |
|
Sn |
4.46 |
1.56 |
1.87 |
4.271 |
1.81 |
|
Sb |
0.375 |
0.066 |
0.47 |
0.139 |
0.106 |
|
TI |
0.254 |
0.324 |
0.24 |
0.303 |
0.2 |
|
Pb |
5.25 |
6.03 |
2.93 |
5.661 |
5.431 |
|
U |
0.341 |
1.75 |
1.75 |
1.61 |
0.62 |
|
Th |
0.334 |
5.23 |
8.891 |
9.041 |
1.88 |
|
La |
9.63 |
24.8 |
27.6 |
29.1 |
11.601 |
|
Ce |
24.1 |
61.4 |
54.1 |
60.7 |
28 |
|
Pr |
3.25 |
8.29 |
5.821 |
7.051 |
3.611 |
|
Nd |
15.5 |
34.8 |
22 |
27.601 |
16.301 |
|
Sm |
4.05 |
7.13 |
5.741 |
5.82 |
5 |
|
Eu |
1.33 |
2.07 |
1.37 |
1.401 |
1.43 |
|
Gd |
4.79 |
6.601 |
5.34 |
6.2 |
4.57 |
|
Tb |
0.801 |
0.961 |
0.92 |
1.05 |
0.761 |
|
Dy |
5.08 |
5.58 |
5.97 |
6.61 |
4.83 |
|
Ho |
1.02 |
1.08 |
1.24 |
1.37 |
0.99 |
|
Er |
2.84 |
2.93 |
3.63 |
3.94 |
2.79 |
|
Tm |
0.378 |
0.479 |
0.51 |
0.546 |
0.481 |
|
Yb |
2.51 |
2.54 |
3.501 |
3.71 |
2.53 |
|
Lu |
0.442 |
0.326 |
0.52 |
0.553 |
0.288 |
|
Mg# |
0.52 |
0.53 |
0.53 |
0.58 |
0.62 |
روابط صحرایی و آزمایشگاهی
در توده‌های آذرین درونی بررسی شده، انکلاوها همواره نسبت به سنگ میزبان خود تیرهتر و دانهریزتر هستند (شکل 3- A) و ازاین‌رو، آنها را می‌توان در گروه انکلاوهای ریزدانه مافیک یا انکلاوهای میکروگرانولار مافیک جای داد. انکلاوها با شکل‌های نیمهگردشده، گرد و بیضوی دیده می‌شوند. ترکیب آنها بیشتر از نوع دیوریت و گابرو است که در سنگ میزبان خود پراکنده شده‌اند. سطوح تماس انکلاوهای مافیک در بخش‌های بررسی‌شده به‌صورت دندانه‌گون، نامنظم با حاشیة سریع سرد‌شده به‌خوبی نمایان است. انکلاوهایی که شکل نامنظم و سطوح تماس دندانهدار دارند، معمولاً نزدیک به محلی تشکیل می‌شوند که در آنجا فرایند اختلاط ماگمایی فعال بوده است (Troll et al., 2004; Perugini et al., 2004) (شکل3- B). مرز انکلاوها با سنگ میزبان واضح و شارپ[6] است و هالة واکنشی میان آنها و سنگ در برگیرندهشان دیده نمیشود و به‌سختی از سنگ میزبان خود جدا می‌شوند (شکل 3-C). بیشتر انکلاوها کروی‌شکل هستند و اندازة آنها از چند میلیمتر تا 40 سانتیمتر در نوسان است. در انکلاوها و سنگ میزبان‌شان کانیهای مشابهی دیده می‌شوند؛ اما بیشتر از نظر مقدار کانیها با یکدیگر تفاوت دارند. انکلاوها بیشتر از پلاژیوکلاز و کانیهای مافیک ساخته شده‌اند؛ اما سنگ میزبان‌شان مقدارهای کمتری از این کانیها را دارد و به‌جای آنها مقدارهای بیشتری از کوارتز و آلکالی‌فلدسپار در آنها دیده می‌شود.
شکل 3. A) دورنمایی از منطقه پیرسلیمان (دید رو به شمال)؛ B) فراوانی و پراکندگی انکلاو دیوریتی در سنگ میزبان گرانیتی دربرگیرندة آنها؛ C) مرز مشخص میان سنگ میزبان گرانیتی و انکلاو گابرویی در نمونة دستی.
Figure 3. A) Outcrops of the Pirsoliman body area; B) Close up of dioritic enclaves in the granitic host rock; C) Sharp contacts between granite host rock and gabbroic enclave in hand specimen.
با توجه به بررسی‌های میکروسکوپی انجام‌شده، توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده در منطقة دامنه ترکیبی از گابرو، دیوریت، مونزونیت، گرانودیوریت و گرانیت دارند. سنگ‌نگاری واحدهای یادشده به شرح زیر است:
سنگ‌نگاری
الف- سنگ‌نگاری سنگ میزبانها
گرانیت: گرانیت در نمونة دستی به رنگ خاکستری روشن (لوکوکرات) و معمولاً دانه‌درشت است و بافت (گرانولار) دارد؛ اما در برخی بخشها، بافتهای پرتیتی، گرانوفیری، آنتیراپاکیوی و گاه پورفیرویید نیز دیده می‌شود. کانیهای اصلی این سنگ ارتوکلاز و میکروکلین (50-32 درصدحجمی)، کوارتز (نزدیک به 30 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (25-12 درصدحجمی)، آمفیبول (10-5 درصدحجمی)، بیوتیت (کمتر از 10 درصدحجمی) هستند. زیرکن، اسفن و آپاتیت به‌صورت کانیهای فرعی دیده می‌شوند. آلکالی‌فلدسپارها نسبت به دیگر کانیها درشت‌بلورتر هستند و به سنگ بافت پورفیروییدی می‌دهند. بافت گرانوفیر دیده‌شده حاصل هم‌رشدی کوارتز و آلکالی‌فلدسپار در ژرفای کم است. این بافت پیامد تبلور همزمان و سریع کوارتز و آلکالی‌فلدسپار از مذابی سیلیسی در نزدیکی نقطة یوتکتیک و احتمالاً در حضور فاز غنی از آب است؛ اما گاهی تبلور این دو کانی از یک مذاب فوق سرد نیز باعث پیدایش این بافت می‌شود (Lowenstern et al., 1997). همچنین، وجود بافت پورفیروییدی در این سنگ نیز تبلور دو مرحلهای را نشان می‌دهد. برخی فنوکریستهای درون انکلاوهای میکروگرانولار و سنگ‌های میزبان در سطح همبری میان آنها (مرز میان انکلاو و سنگ میزبان) واقع می‌شوند، مرز مضرس و زائدهدار نیز میان سنگ میزبان گرانیتی و انکلاو (دیوریتی) دیده می‌شود (شکل 4- A). پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و آمفیبول از مگاکریستهایِ مرز سنگ‌های بررسی‌شده هستند که حالت منطقه‌بندی، حاشیة انحلالی و تحلیل‌رفته در پلاژیوکلازها نیز در این سنگ دیده می‌شود (شکل 4- B).
شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی سنگ‌های میزبان در توده‌های آذرین درونی منطقة قروه (در XPL[7])؛ A) وجود مرز مضرس و زائدهدار در محل همبری انکلاو دیوریتی-سنگ میزبان گرانیتی در مقیاس میکروسکوپی؛ B) حاشیة انحلالی و تحلیل‌رفته در پلاژیوکلازهای سنگ میزبان گرانیتی؛ C) بافت پویی‌کیلیتیک در سنگ میزبان گرانودیوریتی؛ D) بافت آنتیراپاکیوی در سنگ میزبان مونزونیتی.
Figure 4. Photomicrographs of host rocks in the studied intrusive bodies in XPL. A) irregular contact with apophyses into boundaries between dioritic enclave and host rock; B) Dissolved border in plagioclase in the granitic host; C) Poikilitic texture in the granodiorite host rock; D) Antirapakivi texture in the monzonitic host rock.
گرانودیوریت: گرانودیوریت در نمونة دستی به رنگ خاکستری تا سبز دیده می‌شود و از دیدگاه دانهبندی، متوسط تا دانه درشت است. بافت غالب در این سنگ، گرانولار است؛ اما گاهی بافت میرمکیتی در پلاژیوکلاز و بافت پرتیتی در اورتوکلاز و بافت پوییکلیتیک نیز دیده می‌شوند (شکل 4- C). گرانودیوریت نیز با ترکیب کانی‌شناسیِ پلاژیوکلاز (38-33 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (14-12 درصدحجمی)، کوارتز (27-20 درصدحجمی)، بیوتیت (10-7 درصدحجمی) و آمفیبول (12-7 درصدحجمی) به حالت نیمهشکلدار و شکل‌دار و به‌صورت بلورهای درشت تا ریز دیده می‌شود. برخی آمفیبولها به کلریت، اپیدوت و کانیهای کدر تجزیه شده‌اند. آپاتیت، اسفن و زیرکن از کانیهای فرعی سازندة این سنگ هستند. بلورهای اسفن به‌صورت پراکنده در نمونهها دیده می‌شوند؛ اما بلورهای آپاتیت و زیرکن بیشتر در قالب میانبار درون دیگر کانیها به‌ویژه پلاژیوکلاز و بیوتیت دیده می‌شوند. دگرسانی و تجزیة پلاژیوکلازها بیشتر موجب پیدایش کانیهای ثانویه اپیدوت، سریسیت و کلریت شده است.
مونزونیت: مونزونیت در نمونة دستی به رنگ خاکستری تا سبز و با بافت گرانولار دانه متوسط و ریزدانه و گاهی آنتیراپاکیوی دیده می‌شود (شکل 4- D). کانیهای اصلی این سنگ پلاژیوکلاز (35-33 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (40-35 درصدحجمی)، بیوتیت (10-7 درصدحجمی)، آمفیبول (7-5 درصدحجمی) و کوارتز (نزدیک به 4 درصدحجمی) هستند. آپاتیت، اسفن و زیرکن از دیگر کانیهای سازندة این سنگ هستند. پلاژیوکلاز به‌صورت شکل‌دار تا نیمهشکلدار دیده می‌شود. آمفیبولها شکل‌دار تا نیمهشکلدار و از نوع هورنبلند هستند. ویژگی بارز این واحد سنگی برابری تقریبی مقدار پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار است.
ب- سنگ‌نگاری انکلاوها
دیوریت: رنگ دیوریت در نمونة دستی به رنگ سبز تیره تا سبز خاکستری است. این واحد سنگی دانهبندی ریز تا متوسط بلور دارد. از دیدگاه ضریب رنگینی؛ این سنگ مزوکرات تا ملانوکرات است و بیشتر بافت میکروگرانولار نشان می‌دهد. پلاژیوکلاز (59-25 درصدحجمی)، آمفیبول (21-17 درصدحجمی)، کوارتز(14-2 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (15-6 درصدحجمی) و بیوتیت (7-2 درصدحجمی) از کانیهای اصلی سازندة این سنگ هستند. اسفن، زیرکن، آپاتیت و اکسیدهای فلزی از کانیهای جزیی به‌شمار میروند. سرسیت فراوان‌ترین کانی ثانویه است و از دگرسانی کانیهای پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار پدید آمده است. کلریت‌ها نیز در پی دگرسانی آمفیبول و اپیدوت‌ها نیز از دگرسانی پلاژیوکلاز پدید آمدهاند. آمفیبول در این سنگها به‌صورت شکل‌دار تا نیمهشکلدار و از نوع هورنبلند و اکتینولیت (ثانویه) است. کلینوپیروکسن در این انکلاوها دیده نمیشود. نبود کلینوپیروکسن در انکلاوهای دیوریتی پیامد میدان پایداری آمفیبول و پلاژیوکلاز است که از رشد کلینوپیروکسن جلوگیری می‌کند (Blundy and Sparks, 1992). در این انکلاو آپاتیت به‌صورت سوزنی نیز دیده می‌شود (شکل 5- A)، وجود فنوکریستهای شکل‌دار و ماکلدار یا زونینگدار پلاژیوکلاز درون انکلاو دیوریتی (شکل 5- B)، گواهی بر خاستگاه آذرین آنهاست (Barbarin, 1990; Kananian et al., 2009). برخی انکلاوهای دیوریتی مگاکریستهای پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز دارند (شکل 5- C).
گابرو: گابرو در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره دیده می‌شود. بافت غالب در این سنگ گرانولار است (شکل 5- D). کانیهای اصلی سازندة این سنگ پلاژیوکلاز (55-45 درصدحجمی)، پیروکسن (35-15 درصدحجمی)، الیوین (10-8 درصدحجمی) و آمفیبول (8-2 درصدحجمی) هستند. آپاتیت، زیرکن، اسفن و به‌ندرت بیوتیت به‌صورت کانیهای فرعی دیده می‌شوند. بلورهای آمفیبول در نور پلاریزه موازی به رنگ سبز تا قهوهای تیره و به‌صورت بیشکل تا نیمهشکلدار دیده می‌شوند. بافت پویی‌کیلیتیک و میانبارهایی مانند بیوتیت، زیرکن، اسفن و پلاژیوکلاز نیز گاه در بلورهای آمفیبول دیده می‌شوند.
شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی انکلاوها در توده‌های آذرین قروه (در XPL)؛ A) وجود آپاتیت سوزنی در انکلاو دیوریتی؛ B) فنوکریستهای پلاژیوکلاز ماکلدار در انکلاو دیوریتی؛ C) مگاکریست پتاسیم‌فلدسپار در انکلاو دیوریتی؛ D) بافت گرانولار در انکلاو گابرویی.
Figure 5. Photomicrographs of enclaves in the intrusive bodies of Qorveh (in XPL). A) Needles of apatite in the dioritic enclave; B) Plagioclase phenocrysts in the dioritic enclave; C) K- feldspar megacrysts in the dioritic enclave; D) Granular texture in the gabbroic enclave.
زمین‌شیمی
داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ‌کل برای توده‌های آذرین کنگره، شانهوره، پیرسلیمان، مجیدآباد و قورمهدره در جدول 1 آورده شده‌اند. از دیدگاه ترکیب شیمیایی، در این تودهها بازة SiO2 از 6/46 (انکلاو) تا 4/70 (میزبان) درصدوزنی و Al2O3 از 8/14(انکلاو) تا 6/19 (میزبان) درصدوزنی است. برای نامگذاری شیمیایی از نمودار TAS بهره گرفته شد. همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‌شود، نمونه‌های سنگ میزبان در محدودة گرانیت، مونزونیت، گرانودیوریت و انکلاوها نیز در محدودة دیوریت و گابرو جای گرفته‌اند. داده‌های به‌دست‌آمده با بررسی‌های سنگ‌نگاری نیز همخوانی دارند (شکل 6).
شکل 6. نمودار ردهبندی و نامگذاری زمین‌شیمیایی سنگ‌های آذرین مناطق بررسی‌شده بر پایه مقدار درصدوزنی سیلیس در برابر مجموع عنصرهای آلکالن (Cox et al., 1979).
Figure 6. Geochemical classification diagram of igneous rocks of the studied areas based on the amount of silica versus total alkaline elements (Cox et al., 1979).
روندهای خطی برای اکسید عنصرهای اصلی در انکلاوها و میزبان یک ناپیوستگی ترکیبی نشان می‌دهند (شکل 7). مقدار Al2O3 در سنگ‌های میزبان در برابر SiO2 روند کاهشی و در انکلاوهای میکروگرانولار مافیک روند افزایشی نشان می‌دهد. تغییرات P2O5 از تغییرات CaO پیروی می‌کند. در شکل 7، به‌علت تبلور آپاتیت، روند P2O5 در برابر SiO2 منفی است. میان TiO2 و P2O5 همبستگی مثبت قوی و میان این اکسیدها با SiO2 همبستگی منفی دیده می‌شود که از ویژگی‌های ماگماتیسم کالک‌آلکالن به‌شمار می‌رود (Chappell and White, 1974). در انکلاوهای مافیک محتوای MnO، Al2O3، FeO(t)، Na2O، P2O5، TiO2، MgO و CaO بیشتر از سنگ‌های میزبان و محتوای K2O و SiO2 کمتر است (شکل 7). محتوای بالاتر MgO، CaO وFeO(t) در انکلاوها در مقایسه با سنگ میزبان، سرشت مافیکتر آنها را نشان می‌دهد که معمولاً با محتوای بیشتر کانیهای مافیک در مودال انکلاوها نسبت به سنگ میزبان متناسب است (Kumar and Pieru, 2010). روند نامشخص و پراکندة K2O دربرابر SiO2 پیامد آلایش ماگمایی، دگرسانی و در کل به تحرک بالای این عنصرها دانسته می‌شود (Zorpi et al., 1991).
روند تغییرات عنصرهای فرعی در انکلاوها نسبت به سنگ میزبان طیف گستردهتری را نشان می‌دهد. با افزایش SiO2 در نمونهها، محتوای Th افزایش مییابد؛ اما Ni، Co و Cr کاهش پیدا می‌کند (شکل 8). برپایة بررسی‌های کومار و رینو (Kumar and Rino, 2006)،کاهش پیشروندة مقدار Cr و Co از انکلاو به سنگ میزبان با افزایش SiO2 نشان‌دهندة خاستگاه مافیکتر انکلاوهای ماگمایی است. همچنین، ازآنجایی‌که انکلاوها از عنصرهای Cr، Co و Ni غنی هستند می‌توان پذیرفت که ماگمای سازنده انکلاوها، گلبولهایی از ماگمای مافیک هستند که به‌علت تفاوتهای فیزیکی و شیمیایی چشمگیر نتوانستهاند به‌طور کامل با یکدیگر اختلاط پیدا کنند (Barbarin, 2005; Tahmasbi et al., 2011).
شکل 7. نمودار تغییرات سیلیس در برابر عنصرهای اصلی در توده‌های آذرین درونی منطقة قروه.
Figure 7. Variation diagrams of silica versus major elements for the intrusive bodies of Qorveh.
برپایة نمودار شاخص اشباع از آلومینیم (Shand, 1943)، نمونه‌های منطقه سرشت متاآلومین نشان می‌دهند (شکل 9- A). نمودار AFM می‌تواند سنگ‌های آذرین توله‌ایتی و کالک‌آلکالن را از یکدیگر جدا کند. برپایة این نمودار، ماگمای سازندة توده‌های آذرین بررسی‌شده از نوع کالک‌آلکالن است (Irvine and Baragar, 1971) (شکل 9-B).
در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) و ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (شکل 10)، همة نمونهها غنی‌شدگی آشکاری در LILE[8] و LREE[9] نسبت به HFSE [10] و HREE[11] نشان می‌دهند. در نمودار عنصرهای خاکی بهنجارشده به ترکیب کندریت، سنگ‌های میزبان و انکلاوها محتوای بالایی از REE دارند و از LREE غنی‌شدگی دارند. الگوی HREE در هر دو جفت انکلاو و میزبان هموار است. در الگوی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، سنگ‌های میزبان و انکلاوها غنی‌شدگی انتخابی از LILE (K و Th) و LREE نشان می‌دهند؛ اما انکلاوها از HFSE (P، Ti، Zr و Nb) تهیشدهتر هستند. گاه فراوانی پتاسیم نشان‌دهندة دخالت پوستة قارهای در پیدایش ماگمای مادر سنگ‌های منطقه است (Wilson, 1989). سنگ‌های میزبان آنومالی منفی متوسط Nb، Ti و P دارند؛ اما انکلاوها نسبت به میزبان، آنومالی ضعیفتر P، Ti و Nb نشان می‌دهند (شکل 10)، این الگوی توزیع همراه با آنومالی منفی P، Ti و Nb و غنی‌شدگی از عنصرهای U، Sr، K و Pb از ویژگی‌های زمین‌شیمیایی ماگماهای کالک‌آلکالن (Winter, 2001) و محیطهای مرتبط با فرورانش هستند (Chappell and White, 1974; Allen, 2009; Verdel et al., 2011). همچنین، فراوانی عنصرهای Th، U، Cs و K چه‌بسا نشان‌دهندة دخالت پوستة قارهای در پیدایش ماگمای مادر سنگ‌های منطقه باشد. مقادیر بالای عناصر Rb، Th و K و افت مقادیر Ti و Sr با مقادیر مربوط به مذابهای پوسته‌ای سازگار است و نشان‌دهندة مقداری آلایش پوسته‌ای در جریان تحولات ماگمایی است (Ahmadi et al., 2007; Aliani et al., 2018). دلایلی برای آنومالی منفی Nb در سنگ‌های مورد بررسی بیان شده است از جمله متاسوماتیسم، تاثیر سیالات و مذابهای حاصل از ورقه فرورونده (Gill, 1981)، همچنین، این آنومالی نشان‌دهندة شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی است (Saunders et al., 1980; Kuster and Harms, 1998).
شکل 8. نمودار تغییرات سیلیس دربرابر عنصرهای فرعی برای توده‌های آذرین درونی قروه.
Figure 8. Variation diagrams of silica versus trace elements for the intrusive bodies of Qorveh.
شکل 9. تعیین سری ماگمایی و نامگذاری زمین‌شیمیایی نمونه‌های توده‌های آذرین درونی قروه در: A) نمودار شاخص اشباع از آلومینیم (Shand, 1943)؛ B) نمودار AFM برای تفکیک سریهای ساب‌آلکالن (Irvine and Baragar, 1971).
Figure 9. Determination of magmatic series and geochemical of the intrusive bodies of Qorveh. A) Aluminum saturation index diagram (Shand, 1943); B) AFM diagram for discrimination of sub-alkaline series (Irvine and Baragar, 1971).
بحث
در میان انکلاوهای گوناگون در سنگ‌های گرانیتوییدی، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک فراوان‌ترین و بحثانگیزترین گروه هستند (Silva et al., 2000; Barbarin, 2005). انکلاوها با ترکیبات، شکل‌های، اندازهها و درجات سرد‌شدن متفاوت در پلوتونهای گرانیتوییدی دیده می‌شوند. دربارة خاستگاه این انکلاوها سه فرضیه پتروژنتیک اصلی طرف‌داران بیشتری دارد:
نخستین الگو (الگوی رستیت)، به ورود قطعات جامد سنگ خاستگاه به‌عنوان انکلاو به درون ماگما دلالت دارد. حضور فابریکهای رسوبی برجامانده یا دگرگونی از ویژگی‌های الگوی رستیت است؛ اما وجود بافتهای آذرین در انکلاوهای بررسی‌شده با این الگو همخوانی ندارد (Wang et al., 2015). انکلاوهای رستیت بیشتر در گرانتیتوییدهای نوع S دیده می‌شوند؛ اما گرانیتوییدهای بررسی‌شده از نوع I هستند. همچنین، در همة انکلاوهایی که از آنها مقطع نازک گرفته شده است، هیچگونه شاهدی از دگرگونی و تجمع کانیهای دیرگداز دیده نشد.
شاید فرضیه هم‌خاستگاه‌بودن برای انکلاوها به‌علت وجود مجموعه کانیهای مشابه امکانپذیر باشد؛ اما نبود بافتهای کومولیتی در انکلاوها چنین خاستگاهی را برای انکلاوها زیر سوال میبرد. از سوی دیگر، نبود حاشیة انجماد سریع و تفاوت اندازة دانهها در انکلاوها، خاستگاه حاشیة انجماد سریع را رد می‌کند (Kumar et al., 2004). بررسی‌ها نشان می‌دهند انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، گلبولهایی از ماگمای مافیک برخاسته از گوشته هستند که در ماگمای فلسیک حاصل از پوسته تزریق، به سرعت سرد و تا اندازه‌ای متبلور شده‌اند؛ ازاین‌رو، گرانروی[12] بالاتری دارند و حبابهای ماگمایی مجزایی را پدید می‌آورند (Chen et al., 2009; Jiang et al., 2012; Jiang et al., 2013; Sarjoughian et al., 2018).
شکل 10. ترکیب سنگ‌های آذرین درونی قروه در A) نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984).
Figure 10. Composition of intrusive rocks of Qorveh in A) Primitive mantle (McDonough and Sun, 1995) normalized diagram for the trace elements; B) Chondrite (Boynton, 1984) normalized diagram for the rare earth elements.
با توجه به ویژگی‌های صحرایی و بررسی‌های سنگ‌نگاری، عامل مؤثر در تحول ماگمای سازندة توده‌های آذرین درونی یادشده اختلاط ماگمایی دانسته شده است. در مناطق بررسی‌شده، ویژگی‌های ماکروسکوپی و میکروسکوپی اختلاط ماگمایی در توده‌های آذرین درونی دیده می‌شوند. ویژگی‌های بافتی مانند فلدسپارهای پویی‌کیلیتیک (شکل 4- C)، حواشی غبارآلود و تحلیل‌رفتة باریکههای پلاژیوکلاز، حالت منطقه‌بندی و حاشیة انحلالی پلاژیوکلاز (شکل 4- B)، وجود آپاتیتهای سوزنی در انکلاو دیوریتی (شکل 5- A)، حضور انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در توده‌های آذرین درونی مناطق بررسی‌شده همگی نشان‌دهندة اختلاط ماگمای فلسیک و مافیک هستند. همچنین، انتقال بلورهای پلاژیوکلاز در مرز مشترک انکلاو و سنگ میزبان گواه فرایند اختلاط ماگمایی در سرشت توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده است. شماری از انکلاوها مگاکریستهای پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز دارند (شکل 5- C) که از سنگ‌های میزبان گرفته شده‌اند. این ویژگی از پیدایش انکلاوها توسط اختلاط بیشتر حمایت می‌کند (Griffin et al., 2002). مرز مضرس و زائدهدار در محل همبری انکلاو-سنگ میزبان در مقیاس میکروسکوپی (شکل 4- A) نشان‌دهندة مذاب‌بودن انکلاو در هنگام جایگیری در آشیانة ماگمایی و گواهی بر اختلاط و آمیختگی ماگمایی دانسته می‌شود (Didier and Barbarin, 1991). انکلاوهای میکروگرانولار با مرزهای واضح و شارپ و نیز نبود بافتهای دگرگونی یا رسوبی گواهی بر آمیزش ماگمای مافیک و فلسیک دانسته شده‌اند (Zorpi et al., 1989; Didier, 1991).
بافت پویی‌کیلیتیک: با توجه به کانیهای آبدار در منطقه می‌توان گفت فشار بخار آب و افت سریع فشار در پیدایش بافت پویی‌کیلیتیک نقش داشته است (Hogan and Gilbert, 1995). از دیگر عوامل مؤثر در پیدایش این بافت می‌توان اختلاط ماگمایی و ورود مقادیر بسیاری سیال به آشیانة ماگمایی را نام برد (Humphreys et al., 2006).
پلاژیوکلازها به‌صورت شکل‌دار تا نیمهشکلدار و در اندازههای متفاوتی دیده می‌شوند. حضور دو نسل پلاژیوکلاز در یک نمونه، از شواهد اختلاط ماگمایی به‌شمار می‌رود؛ به؛گونهای؛که بلورهای کوچک پلاژیوکلاز مربوط به نسل دوم و بلورهای درشت پلاژیوکلاز مربوط به نخستین نسل هستند. بلورهای نسل نخست دگرسانی و تحلیل‌رفتگی بیشتری نسبت به بلورهای نسل دوم دارند. ساخت منطقهای در پلاژیوکلاز که در نمونه‌های بررسی‌شده دیده می‌شود نشان‌دهندة تغییر در ترکیب شیمیایی کانی در زمان تبلور است. هرگونه تغییر در ترکیب ماگما باعث منطقه‌بندی می‌شود. نشانه‌های خوردگی در پلاژیوکلاز نشانة نبود تعادل میان فنوکریستها با مذاب به‌جای‌مانده است.
دربارة رشد آپاتیت سوزنی نظرات بسیاری وجود دارد. به باور برخی، وجود آپاتیت سوزنی در انکلاوها پیامد تبلور سریع ماگماست. به باور دیدیر (Didier, 1987) شکل سوزنی آپاتیت پیامد اختلاط دو ماگمای مافیک و فلسیک است. وجود میانبارهایی از آپاتیت سوزنی‌شکل در انکلاوها (انکلاو دیوریتی) می‌تواند از شواهد اختلاط ماگمایی باشد. تبلور سریع گلبولهایی از ماگمای مافیک که در ماگمای کمابیش سردتر ماگمای فلسیک به دام افتادهاند، باعث شده است آپاتیتها پیش از آنکه به‌صورت بلورهای منشوری قطور درآیند، شکل سوزنی به خود بگیرند (Furman and Spera, 1985; Baxter and Feely, 2002).
در ادامه با به‌کارگیری نمودارهای زمین‌شیمیایی، نقش اختلاط در پیدایش سنگ‌های منطقه آشکار می‌شود. در شکل 11- A، روند نمونهها به‌صورت یک منحنی است که نشان می‌دهد فرایند مؤثر در تحول ماگما به احتمال بالا آمیختگی ماگمایی بوده است. نتیجه حاصل از ترسیم (FeO(t)/SiO2) در برابر (CaO/SiO2) (شکل 11- B)، نشان می‌دهد نمونهها در روند اختلاط ماگمایی جای گرفته‌اند.
شکل 11. الگوی اختلاط ماگمایی در نمودارهای متمایزکننده زمین‌شیمیایی. A) نمودار MgO/Al2O3 دربرابر SiO2/CaO (Yang et al., 2015)؛ B) نمودار FeO(t)/SiO2 دربرابر CaO/SiO2 (Berzina et al., 2014).
Figure 11. Magma mixing model by the geochemical discrimination diagrams. A) MgO/Al2O3 versus SiO2/CaO diagram (Yang et al, 2015); B) FeO(t)/SiO2 versus CaO/SiO2 diagram (Berzina et al, 2014).
با توجه به اینکه عدد منیزیم در گوشته نزدیک به 7/0 است (Wilson, 1989) و انکلاوهای بررسی‌شده با عدد منیزیم بالا 62/0-52/0 شواهدی از مشارکت ماگمای مافیک جداشده از گوشته است. مقدارهای بالای Mg# در انکلاوها نسبت به سنگ میزبان (48/0-34/0)، اختلاط ماگماهای حاصل از گوشته با ماگماهای حاصل از پوسته را نشان می‌دهد (شکل 12).
شکل 12. نمودار SiO2 دربرابر Mg# (Patino Douce and Johnston, 1991) (Mg#= MgO/(MgO+FeO)).
Figure 12. Mg# versus SiO2 diagram (Patino Douce and Johnston, 1991) (Mg#= MgO/(MgO+FeO)).
الگوی اختلاط ماگما در نمودارهای متمایزکنندة زمین‌شیمیایی نیز بررسی شده است. روند خطی نمونهها در نمودارهای MgO دربرابر Fe2O3 و Al2O3/CaO دربرابر Na2O/CaO نشان می‌دهد فرایند اختلاط ماگمایی در پیدایش توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده مؤثر بوده است (شکل‌های 13- A و 13- B). در نمودار Nb دربرابر Nb/Y روند اختلاط ماگمایی به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 13- C).
در مجموع بررسی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی سنگ کل نشان می‌دهند انکلاوها با خاستگاه گوشته‌ای –پوسته‌ای و توزیع پراکنده در توده میزبان نشانة فرایند اختلاط ماگمایی هستند. ازاین‌رو، پژوهش اخیر نیز در راستای پژوهشهای پیشین (Torkian and Furman, 2015; Azizi et al., 2020) تأثیر فرایند اختلاط ماگمایی را در تحول ماگمایی توده‌های بررسی‌شده به اثبات رسانیده است.
برداشت
برپایة پژوهشهای انجام‌شده، واحدهای سنگی میزبان در توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده شامل گرانیت، گرانودیوریت، مونزونیت و انکلاوها دیوریت و گابرو هستند. ماگمای سازندة این مجموعه از نوع I، متاآلومین و در سری کالک‌آلکالن جای میگیرد.
شکل13. الگوی اختلاط ماگما در نمودارهای متمایزکنندة زمین‌شیمیایی: A) نمودار Fe2O3 دربرابر MgO (Zhou, 1994) ؛ B) نمودار Al2O3/CaO دربرابر Na2O/CaO (Langmuir et al., 1978)؛ C) نمودار Nb دربرابر Nb/Y (McDermott et al., 2005).
Figure 13. Magma mixing model in the geochemical discrimination diagrams: A) Fe2O3 versus MgO diagram (Zhou, 1994); B) Na2O/CaO versus Al2O3/CaO diagram (Langmuir et al, 1978); C) Nb versus Nb/Y diagram (McDermott et al, 2005).
برپایة بررسی‌های انجام‌شده فرایند غالب در تحول ماگمایی توده‌های بررسی‌شده اختلاط ماگمایی است. شواهد سنگ‌نگاری، مانند بافت پویی‌کیلیتیک، لختههای مافیک، آپاتیتهای سوزنی و حضور انکلاوهای میکروگرانولار مافیک نشان‌دهندة نبود تعادل شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر ماگما و دلالت بر فرایند آمیختگی ماگمایی دارند. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک خاستگاه گوشته‌ای دارند و ماگمای سازنده آنها درون پوستة زیرین تزریق شده و با ذوب سنگ‌های پوسته‌ای، ماگمای گرانیتوییدی را پدید آورده است. مقدار کم SiO2 و مقدار بالای Mg# در انکلاوها اختلاط ماگماهای برخاسته از گوشته با ماگمای حاصل از پوسته را نشان می‌دهد. برخی یافته‌های جدید گویای عقبگردِ تختة فرورونده و نفوذ ترکیب‌های گوشته‌ای هستند که طبیعتاً دما و ترکیب متفاوتی در مقایسه با ماگماهای افق‌های بالاتر پوسته‌ای دارند و شرایط را برای رخداد و توسعه فرایند اختلاط / آمیختگی ماگمایی فراهم می‌کند.
سپاس‌گزاری
این مقاله بخشی از نتایج پایان‌نامة نگارندة نخست است و ازاین‌رو، نگارندگان از معاونت تحقیقات و فناوری دانشگاه بوعلی‌سینا برای کمک مالی سپاس‌گزاری می‌کنند.
[1] Magma mixing
[2] Magma mingling
[3] Inductively Coupled Plasma-Atomic Emission Spectroscopy
[4] Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry
[5] loss on ignition
[6] sharp
[7] Cross Polarized Light
[8] Larg-Ion Lithophile Elements
[9] Light Rare Earth Elements
[10] High Field Strength Elements
[11] Heavy Rare Earth Elements
[12] viscosity
)
