نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری، گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران
2 دانشیار، گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران
3 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
The Sanandaj-Sirjan Zone formed a piece of the northeastern section of the Gondwana continent during the Paleozoic era and separated it from the Asian plate by the Paleo-Tethys Ocean (Golonka., 2004). During the Middle and Late Triassic, coinciding the closure of the Paleo-Tethys, a rift called the Neo-Tethys Sea developed along the Zagros region, separating the Sanandaj-Sirjan zone from the Arabian plate (part of Gondwana). Crustal subduction is thought to have initiated in the Late Triassic to Early Jurassic (Berberian, 1981). This subduction led to the deformation of rocks and emplacement of intrusive masses during the Late Triassic in the southern part of the Sanandaj-Sirjan zone, and the emplacement of various masses from gabbroic to granitic rocks during the earlier times in the northern part of the zone from the Middle Jurassic (Shahbazi et al., 2010; Mahmoudi et al., 2011) to the Middle Cretaceous (Ghalamghash et al., 2009) and Early Eocene (Ahadnejad et al., 2010). The closure of the Neo-Tethys Sea and the subduction of the oceanic crust are often been associated with the emplacement of ophiolites along the Zagros Zone during the Late Cretaceous to Paleocene (Agard et al., 2005), in addition to some granitoid bodies of the Upper Eocene to Oligocene. According to (Berberian 1981 and Azizi and Moinevaziri, 2009), these bodies and their ages indicate the continuation of the oceanic crustal termination and the collision between the Arabian plate and Central Iran during the Neogene.
Several valuable studies have been conducted on the magmatism of intrusive masses within the Sanandaj-Sirjan Zone, including the southern Dehgalan (Sarjoughian et al., 2015), northwest of Azna (Shabanian et al., 2009), Cheshme Sefid (Davoudian et al., 2007), Qorveh-Mobarakabad (Azizi and Asahara., 2013), southeastern Saqqez, and Almoghlaq batholith.
Regional Geology
The study area is located in the northwestern part of the Sanandaj-Sirjan Zone, southeast of the city of Sanandaj in Kermanshah Province. It lies within the geographical longitudes of '35°47 to '30°47 east and latitudes of '35°34 to '38°34 north, within the southwestern portion of the 1:100,000 Sanandaj geological sheet. The upper Cretaceous phyllitic units are intruded by syenitic-gabbroic intrusive masses and have undergone metamorphism and transformation into hornfels due to neighboring intrusive masses and associated metamorphism. The geological map at a scale of 1:25,000 (Mokhtari and Kohestani, 2018) has delineated the rock units of the area (Figure 1).
Research Methodology
Following the field studies and mapping with satellite images, field observations were conducted. Microscopic studies were carried out on the collected samples. Following the examination of thin sections of the rocks, 12 samples exhibiting the least evidence of secondary processes, including mineral alteration, cavity filling, and the presence of secondary veins and fractures, were selected. Subsequently, the samples were dispatchedare sent to the Zara-Azma Laboratory for chemical analysis. This entailed theThrough this analysis determination of the abundance of trace and rare earth elements using are determined by applying the inductively coupled plasma mass spectrometry (ICP-MS) and major oxides using the fusion method.
Petrography:
The study area consists of gabbro, syenite, alkali syenite, and quartz syenite. The dominant textures are hypidiomorphic granular, poikilitic, perthitic, and granophyric in the syenites, as well as sieve-textured fabric. All rock types trending northeast-southwest.
Gabbroic Intrusions:
Gabbroic intrusions are present in the southern part of the Baetar intrusive complex and at the margin of the syenitic intrusion. In the northern margin of the syenitic intrusion, two small outcrops of gabbroic intrusion are observed, where one is in contact with the syenitic intrusion, and the other is within the units of hornfelsed shale, siltstone, and metamorphos sandstone of Upper Cretaceous era.
Syenitic Intrusion:
In the central region of the Bakter intrusive complex, the outcrops of syenitic intrusion are widespead. The syenitic intrusion is in close proximity to the gabbroic intrusion, particularly in the southern region.
Geochemistry
Based on whole rock geochemical data, especially the La/Yb vs. La ratio, these rocks share the same genesis. Geochemical data, including LREE enrichment compared to HREE, positive Pb anomaly, and depletion of Nb and Ti, reveal the divergent regimes in a back-arc zone, through which the primary magmatic melts are generated in the Bakter intrusive complex. The presented geochemical patterns indicate that the parental magma of the studied rock group is derived from an enriched or metasomatized garnet lherzolite with a degree of partial melting within 5% to 15% range..
Conclusion
Field studies, petrography, and geochemical analysis run on the subject region reveal that it is composed of mafic and felsic rocks, with the felsic rocks mainly consisting of syenite, alkaline syenite, and quartz syenite, while the mafic rocks are of a gabbroic composition. Spider diagrams normalized to primitive mantle compositions reveal the enrichment in large-ion lithophile elements (LILE) and light rare earth elements (LREE) compared to high field strength elements (HFSE), with negative anomalies observed in niobium (Nb) and titanium (Ti). The parental magma of the studied plutonic rocks is derived from low degrees of partial melting (5-15%) of a garnet-bearing lherzolite source at depths of 95-110 kilometers. Considering that the intrusive rocks of the Baetar region are associated with post-collisional activities and the presence of a thin and stretched lithosphere is appropriate for their formation, it is assumed that a secondary subduction with a slab break-off mechanism occurred in the Sanandaj-Sirjan Zone for a relatively long period after the initial collision.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
در دوران پالئوزوییک، پهنة سنندج-سیرجان بخشی از شمالخاوری قارة گندوانا بوده است که اقیانوس پالئوتتیس آن را از ورقة آسیا جدا می‌کرده است (Golonka, 2004). در تریاس میانی و پایانی و همزمان با بسته‌شدن پالئوتتیس، یک کافت در امتداد زاگرس فعلی به‌نام دریای نئونتیس پدید آمده است که پهنة سنندج-سیرجان را که بخشی از آسیا از ورقة عربی (سرزمین گندوانا) بوده است، از آن جدا می‌کرده است. گمان می‌رود فرورانش پوستة نئوتتیس از تریاس پایانی تا ژوراسیک آغازین آغاز شده است (Berberian, 1981) این فرورانش باعث دگررختی سنگ‌ها و نفوذ تودههای آذرین در تریاس پایانی در بخش جنوبی پهنة سنندج-سیرجان و نفوذ چندین توده سنگ‌های گابرویی تا گرانیتی در زمان‌های جوان‌تر در بخش شمالی این پهنه شده است. بسیاری از مجموعه‌های گرانیتوییدی پهنة سنندج-سیرجان در ژوراسیک میانی (Shahbazi et al., 2010; Mahmoudi et al., 2011) تا کرتاسة میانی به پایانی (Ghalamghash et al., 2009) و ائوسن آغازی جایگیری کرده‌اند. بسته‌شدن دریای نئوتتیس و محو پوستة اقیانوسی بیشتر توسط فرورانش افیولیت‌ها در امتداد پهنة زاگرس در کرتاسة پاپانی و پالئوسن زیرین (Agard et al., 2005) و برخی تودههای گابرویی در ائوسن بالایی به الیگو-میوسن مشخص می‌شود و به باور برخی پژوهشگران مانند بربریان (Berberian, 1981) و عزیزی و معین‌وزیری (Azizi and Moinevaziri, 2009)، سن این توده‌ها نشان میدهد پایان فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس و برخورد ورقة عربی با ایران مرکزی در نئوژن نیز ادامه داشته است.
بیشتر پژوهشگران برای پیدایش گرانیتوییدهای پهنة سنندج-سیرجان که گرانیتوییدهای الموقلاق نیز از آنها به‌شمار می‌رود، موقعیت‌های کمان آتشفشانی و درون‌صفحه‌ای را گزارش کرده‌اند (Ahadnejad et al., 2010). گرانیتوییدهای تیپ A با حجم کم از مناطقی مانند جنوب دهگلان (Sarjoughian et al., 2015)، شمال‌باختری ازنا (Shabanian et al., 2009)، چشمه‌سفید (Davoudian et al., 2007)، قروه-مبارک‌آباد (Azizi and Asahara, 2013) و جنوب‌خاوری سقز (Sepahi et al., 2014) گزارش شده‌اند که پیدایش آنها پیامد کشش در کمان آتشفشانی دانسته شده است. برخی پژوهشگران تودههای گابرو سینی را پیامد فرایندهای شکست صفحة فرورونده و ذوب دوباره در پی این شکستگی می‌دانند (Fazlnia, 2019). در پهنة سنندج-سیرجان پژوهش‌های ارزشمندی دربارة ماگماتیسم تودههای آذرین درونی انجام شده است که از میان آنها می‌توان تودههای جنوب دهگلان (Sarjoughian et al., 2015)، شمال‌باختری ازنا (Shabanian el al., 2009) ، چشمه سفید (Davoudian et al., 2007)، قروه-مبارک آباد (Azizi and Asahara, 2013)، جنوب‌خاوری سقز و باتولیت الموقلاق را نام برد (Azizi and Asahara, 2013) که نشان‌دهندة اهمیت بررسی این دسته از سنگ‌ها در پهنة سنندج-سیرجان است که محل برخورد بلوک ایران با صفحة عربی به‌شمار می‌رود. بررسی‌ها در این منطقه شامل بررسی‌های اکتشافی روی کانه‌‌زایی‌های احتمالی مرتبط با هالة دگرگونی همبری این منطقه هستند. بررسی‌های سنگ‌شناسی انجام‌شده اولیه بوده‌اند و نیاز به بررسی‌های تکمیلی در زمین‌شیمی و سنگ‌زایی این مجموعة آذرین است. بررسی‌های اولیه کانی‌زایی در مجموعة بَکتِر نشان‌دهندة ارتباط نزدیک زمین‌شیمی و ژئودینامیک توده با کانهزایی در منطقه است. روندهای تولید ماگما و عوامل موثر در جایگیری این توده‌ها هدف اصلی این پژوهش است. همچنین، در این پژوهش ویژگی‌های سنگ‌شناسی، زمین‌شیمیایی و خاستگاه این توده‌ها، تکامل و تحول این بخش از پهنة سنندج-سیرجان از دیدگاه ژئودینامیکی و ارتباط سیالات ماگمایی با سنگ دربرگیرنده این توده‌ها بررسی می‌شود.
زمین‌شناسی منطقه
منطقة بکتر در بخش شمال‌باختری پهنة سنندج-سیرجان، جنوب‌خاوری شهر سنقر در استان کرمانشاه و در فاصلة طول‌های جغرافیایی '30°47 تا '35°47 خاوری و عرض‌های جغرافیایی '35°34 تا '38°34 شمالی و در بخش جنوب‌باختریی ورقة 1:100000 سنقر جای دارد (Mokhtari and Kohestani, 2018). بررسی‌ها در منطقة بکتر نشان می‌دهند بخش بزرگی از واحدهای سنگی رخنمون‌یافته در بکتر به سن کرتاسه هستند (Mokhtari and Kohestani, 2018). گسترده‌ترین واحدهای سنگی منطقه عبارتند از توالی فلیش‌گونة کرتاسة بالایی هستند. رخنمون سنگ‌های آهکی کرتاسه با همبری گسله روی دیگر واحدهای سنگی جای گرفته است. واحدهای فلیشی کرتاسة بالایی با تودههای آذرین درونی سینیتی-گابرویی قطع شده‌اند و در همبری با تودههای آذرین درونی دچار دگرگونی همبری شده‌اند و به هورنفلس تبدیل شده‌اند. در نقشة زمین‌شناسی 1:25000 (Mokhtari and Kohestani, 2018) واحدهای سنگی منطقه را نشان داده‌اند (شکل 1).
شکل 1. نقشة زمین‌شناسی مجموعة آذرین درونی بَکتِر (Mokhtari and Kohestani, 2018).
Figure 1. Geological map of Bakter intrusive igneous complex (Mokhtari and Kohestani, 2018).
روش‌های تجزیة شیمیایی و نمونه‌ها
برای این کار با در نظر گرفتن جایگاه جغرافیایی و ویژگی‌های سنگ‌نگاری، شمار 17 نمونه که کمترین دگرسانی را داشتند برگزیده شدند و برای بررسی فراوانی عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی کمیاب (بر پایة ppm) به روش ICP-MS در آزمایشگاه تحقیقاتی ملی استرالیا و 12 نمونه نیز برای بررسی فراوانی اکسیدهای اصلی (بر پایة wt%) به روش ذوب قلیایی در آزمایشگاه شرکت زرآزما در تهران تجزیة شیمیایی شدند (جدول 1).
جدول 1. داده‌های XRF به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای اصلی در ترکیب سنگ‌کل تودة آذرین درونی بَکتِر (بر پایة درصد وزنی).
Table 1. The XRF results of major elements (in weight percent) in the whole-rock composition of Bakter intrusion.
|
Sample No. |
BK-54 |
BK-43 |
BK-48 |
BK-45 |
BK-52 |
BK-53 |
BK-58 |
BK-51 |
BK-59 |
BK-56 |
BK-49 |
BK-47 |
|
Rock |
Gabbro |
Syenite |
||||||||||
|
SiO2 |
45.12 |
47.62 |
48.68 |
49.83 |
50.83 |
58.87 |
63.89 |
63.96 |
64.35 |
64.36 |
64.5 |
65.38 |
|
TiO2 |
1.82 |
1.24 |
2.18 |
0.66 |
1.41 |
0.52 |
0.43 |
0.18 |
0.24 |
0.05 |
0.42 |
0.12 |
|
Al2O3 |
14.59 |
14.09 |
16.79 |
18.46 |
15.66 |
18.77 |
16.87 |
16.69 |
17.82 |
17.3 |
16.13 |
17.48 |
|
Fe2O3T |
13.07 |
10.24 |
12.54 |
6.2 |
10.52 |
5.98 |
5.11 |
4.57 |
3.13 |
4.02 |
4.71 |
2.93 |
|
MnO |
0.22 |
0.14 |
0.14 |
0.08 |
0.14 |
0.12 |
0.1 |
0.06 |
0.08 |
0.07 |
0.07 |
<0.05 |
|
MgO |
3.69 |
3.63 |
2.29 |
6.14 |
5.87 |
0.16 |
0.16 |
0.11 |
0.13 |
0.07 |
0.14 |
0.06 |
|
CaO |
14.74 |
15.88 |
8.35 |
12.56 |
8.79 |
2.3 |
0.47 |
0.64 |
0.53 |
0.94 |
0.5 |
0.54 |
|
Na2O |
3.02 |
2.86 |
4.71 |
3.04 |
3.69 |
6.86 |
6.52 |
7.44 |
7.03 |
7.85 |
6.86 |
7.52 |
|
K2O |
1.42 |
1.21 |
1.39 |
0.67 |
1.07 |
6.2 |
5.42 |
5.35 |
5.51 |
4.88 |
5.84 |
5.42 |
|
P2O5 |
0.76 |
0.85 |
0.28 |
0.18 |
0.37 |
0.06 |
0.05 |
0.15 |
0.2 |
0.04 |
0.16 |
<0.05 |
|
LOI |
1.08 |
2.17 |
2.07 |
2.00 |
1.65 |
0.25 |
0.78 |
0.49 |
0.7 |
0.31 |
0.60 |
0.46 |
|
Total |
99.53 |
99.93 |
99.42 |
99.82 |
100 |
100.09 |
99.75 |
99.64 |
99.72 |
99.85 |
99.93 |
99.91 |
سنگ‌نگاری
ویژگی‌های صحرایی
رخنمون‌های متعددی با ترکیب‌های متفاوت از بازیک (گابرو و الیوین گابرو) اسیدی (سینیت تا آلکالی‌سینیت و کوارتز سینیت) در بخش مرکزی منطقة بکتر با روند کلی شمالخاوری-جنوب‌باختری در میان واحدهای سنگی مختلف برونزد دارند. این توده‌ها عموماً با سنگ آهک‌های به سن کرتاسه پوشیده شده‌اند که در همبری با توده دچار دگرگونی همبری شده‌اند (شکل 2-A). در ادامه با توجه به بازدیدهای میدانی به توصیف هر یک از آنها پرداخته می‌شود.
تودة گابرویی
تودههای گابرویی در بخش جنوبی تودة آذرین درونی بَکتِر و در حاشیة تودة سینیتی رخنمون دارند. در حاشیة شمالی تودة سینیتی و در نزدیکی روستای ده‌آسیاب دینور نیز دو رخنمون کوچک از تودة گابرویی، یکی در همبریِ تودة سینیتی و دیگری درون واحدهای شیلی، سیلت‌سنگی و ماسه‌سنگی هورنفلسی‌شدة کرتاسه دیده می‌شود (شکل 2-B). روند کلی تودههای گابرویی شمالخاوری-جنوب‌باختری است. بیشتر تودههای گابرویی مزوکرات هستند و گاهی بخش‌های ملانوکرات نیز در برخی بخش‌ها دیده می‌شوند. در بخش‌های حاشیة تودههای گابرویی، رگه‌هایی از گابروهای پگماتوییدی نیز دیده می‌شوند. چندین انکلاو از سنگ‌های هورنفلسی‌شده در ابعاد کمتر از 2 سانتیمتر تا بیشتر از چندین متر درون تودههای گابرویی یافت شد. همچنین، در برخی بخش‌ها، توالی از واحد شیل، سیلت‌سنگ و ماسه‌سنگ کرتاسه به‌صورت کلاهک روی تودة گابرویی و سینیتی دیده می‌شود که دچار دگرگونی همبری شده است و هورنفلس‌ها را پدید آورده است. همچنین، رخنمون‌هایی از دایک‌های سینیتی درون تودههای گابرویی دیده می‌شوند که نشان‌دهندة تزریق این فاز در تودة اصلی گابرویی هستند.
جدول 2. داده‌های تجزیة شیمیایی ICP-MS برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در ترکیب سنگ‌کل تودة بَکتِر (بر پایة ppm).
Table 2. The ICP-MS results of whole-rock composition for the of Bakter intrusion (in ppm).
|
Sample No. |
BK-54 |
BK-43 |
BK-48 |
BK-45 |
BK-52 |
BK-53 |
BK-58 |
BK-51 |
BK-59 |
BK-56 |
BK-49 |
BK-47 |
|
Rock |
Gabbro |
Syenite |
||||||||||
|
Cs |
3.4 |
94.6 |
1.3 |
2.1 |
3.9 |
2.7 |
5.4 |
3.1 |
54.6 |
3.2 |
4.6 |
3.4 |
|
Zr |
109 |
184 |
116 |
50 |
103 |
501 |
208 |
176 |
153 |
65 |
123 |
206 |
|
V |
1 |
105 |
119 |
112 |
155 |
4 |
2 |
6 |
125 |
2 |
2 |
3 |
|
Cr |
6 |
38 |
10 |
56 |
122 |
7 |
8 |
6 |
27 |
6 |
10 |
5 |
|
Co |
1.2 |
24.9 |
25.2 |
25 |
33.9 |
1.1 |
5.4 |
2.7 |
24 |
1.4 |
1.6 |
<1 |
|
Ni |
<1 |
46 |
11 |
62 |
82 |
<1 |
7 |
<1 |
30 |
<1 |
<1 |
<1 |
|
Cu |
36 |
25 |
29 |
45 |
45 |
18 |
15 |
52 |
32 |
22 |
9 |
13 |
|
Zn |
157 |
108 |
147 |
55 |
101 |
62 |
96 |
359 |
134 |
84 |
134 |
100 |
|
As |
9.5 |
3 |
3.1 |
6.7 |
6.5 |
5.7 |
4.8 |
3.7 |
3.8 |
11 |
5.3 |
2.7 |
|
Rb |
148 |
68 |
60 |
28 |
66 |
224 |
138 |
316 |
130 |
156 |
290 |
258 |
|
Sr |
7.4 |
673.5 |
635.6 |
405.1 |
374.4 |
8.4 |
147.3 |
11.5 |
685.7 |
13 |
7.8 |
10.4 |
|
Y |
15.7 |
37.4 |
21.3 |
14.5 |
29.9 |
15.2 |
21.7 |
7.7 |
33.9 |
9.9 |
23.7 |
14 |
|
Nb |
5.6 |
8 |
9.2 |
10.2 |
9.9 |
18.2 |
7.6 |
17.5 |
4.5 |
1.5 |
65.2 |
15.3 |
|
La |
29 |
25 |
13 |
10 |
12 |
13 |
16 |
9 |
22 |
17 |
79 |
15 |
|
Ce |
66 |
61 |
33 |
23 |
33 |
63 |
48 |
26 |
62 |
47 |
133 |
37 |
|
Pr |
4.17 |
7.27 |
3.94 |
2.61 |
4.4 |
2.22 |
2.46 |
2.21 |
5.02 |
2.1 |
21.08 |
3.98 |
|
Nd |
15.6 |
40.2 |
19.5 |
13.6 |
21.1 |
8.7 |
9 |
10.5 |
21.4 |
7.1 |
75.4 |
14.5 |
|
Sm |
3.42 |
8.06 |
3.87 |
2.22 |
4.78 |
2.33 |
2.81 |
1.34 |
5.2 |
1.71 |
12.54 |
2.35 |
|
Eu |
0.10 |
2.23 |
1.69 |
1.10 |
1.66 |
0.10 |
1.25 |
0.11 |
1.60 |
0.1 |
0.31 |
0.10 |
|
Gd |
3.34 |
7.42 |
4.50 |
3.07 |
4.82 |
2.22 |
2.25 |
2.14 |
4.82 |
2.14 |
9.44 |
2.93 |
|
Tb |
0.51 |
1.39 |
0.82 |
0.56 |
1.05 |
0.42 |
0.51 |
0.31 |
0.9 |
0.34 |
1.53 |
0.48 |
|
Dy |
2.75 |
9.29 |
5.37 |
3.42 |
6.75 |
2.72 |
3.33 |
1.79 |
5.87 |
1.54 |
6.55 |
3.16 |
|
Er |
1.79 |
4.84 |
2.93 |
1.83 |
4.02 |
1.71 |
2.5 |
1.44 |
3.61 |
0.97 |
3.32 |
1.96 |
|
Tm |
0.3 |
0.7 |
0.46 |
0.31 |
0.63 |
0.39 |
0.43 |
0.34 |
0.46 |
0.16 |
0.54 |
0.39 |
|
Yb |
2.9 |
3.8 |
2.6 |
1.6 |
3.2 |
3.7 |
2.8 |
2.2 |
3.5 |
1.4 |
3.1 |
2.2 |
|
Lu |
0.43 |
0.85 |
0.47 |
0.27 |
0.56 |
0.63 |
0.48 |
0.61 |
0.54 |
0.26 |
0.73 |
0.49 |
|
Hf |
2.28 |
6.26 |
3.86 |
2.05 |
3.6 |
8.09 |
3.83 |
4.88 |
2.87 |
1.61 |
4.37 |
5.58 |
|
Ta |
3.69 |
1.9 |
1.01 |
2.12 |
1.27 |
1.54 |
2.3 |
1.33 |
1.01 |
2.15 |
5.02 |
1.48 |
|
Pb |
15 |
16 |
16 |
3 |
14 |
4 |
17 |
49 |
21 |
11 |
28 |
3 |
|
Th |
15.36 |
4.02 |
3.05 |
0.72 |
1.41 |
4.30 |
7.24 |
1.64 |
2.49 |
4.95 |
32.94 |
4.92 |
|
U |
1.1 |
1.4 |
1.3 |
0.6 |
0.56 |
0.7 |
1.5 |
0.4 |
1 |
0.6 |
3.6 |
1.11 |
|
Ba |
3 |
145 |
242 |
110 |
157 |
22 |
688 |
36 |
194 |
20 |
6 |
14 |
|
(La/Sm)N |
5.47 |
2 |
2.17 |
2.91 |
1.62 |
3.60 |
3.68 |
4.34 |
2.73 |
6.42 |
4.07 |
4.12 |
|
(La/Yb)N |
7.17 |
4.72 |
3.59 |
4.48 |
2.69 |
2.52 |
4.10 |
2.93 |
4.51 |
8.71 |
18.28 |
4.89 |
|
Eu/Eu* |
0.09 |
0.88 |
1.24 |
1.29 |
1.06 |
0.13 |
1.52 |
0.18 |
0.98 |
0.16 |
0.09 |
0.12 |
شکل 2. A) نمایی از واحد شیلی-آهکی به‌صورت کلاهک روی تودة سینیتی و تبدیل آن به هورنفلس (Hfs) (دید رو به جنوب‌باختری)؛ B) نمایی از مرز تودة گابرویی با واحد Kf و تبدیل واحدهای سنگی یادشده به هورنفلس (دید رو به شمال)؛ C) نمایی از دایک سینیتی درون تودة گابرویی (دید رو به شمال)؛ D) نمایی از تودة سینیتی با رخنمون سنگی که در باختر روستای بَکتِر سفلی (دید رو به جنوب‌باختری) (Kf : واحد فیلیشی کرتاسه).
Figure 2. A) A view of the shale-limestone unit in the form of a cap on the syenite body and its transformation into hornfels (Hfs) (view towards the southwest); B) A view of the boundary of the gabbro mass with the Kf unit and the conversion of the metamorphosed rock units to hornfels (view to the north); C) A view of the syenite dike inside the gabbro intrusive body (view to the north); D) A view of the syenite intrusion with a stone outcrop in the west of the Bakter village (view towards the southwest) (Kf =Cretaceous flysch unit).
تودة سینیتی
در بخش میانی تودة آذرین درونی بَکتِر، رخنمون گسترده‌ای از تودة سینیتی با روند کلی شمالخاوری-جنوب‌باختری به‌صورت تپه‌های کم‌ارتفاع و بیشتر هوازده و آرنی‌شده دیده می‌شود. این توده از اطراف و به‌ویژه از سمت جنوب با تودة گابرویی فراگرفته شده است. در بخش شمال‌خاوریی تودة سینیتی به‌صورت دایک و تودة گابروها را قطع می‌کند (شکل 2-C).
ویژگی‌های میکروسکوپی
بررسی‌های سنگ‌نگاری نشان میدهد که تودههای آذرین درونی منطقة بکتر شامل گابرو، سینیت، آلکالی‌سینیت و کوارتز سینیت هستند. بافت بیشتر این سنگ‌ها گرانولار است؛ اما بافت‌های غربالی، گرانوفیری، پرتیتی، پویی‌کیلیتیک نیز در آنها دیده می‌شود. در سنگ‌های سینیتی پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار کانی اصلی و کمتر از 2 درصد کوارتز دیده می‌شود. در گابروها افزون‌بر کانی اصلیِ پلاژیوکلاز، بلورهای آمفیبول، کلینوپیروکسن (بیش از 10 درصدحجمی کانی‌های اصلی) و کانی فرعی الیوین نیز در نمونه‌های بازیک‌تر سازندة این سنگ‌ها دیده می‌شود که با کانی‌های کدر و کانی‌های ثانویه کلسیت، سریسیت،کلریت، اپیدوت همراهی می‌شوند. ویژگی‌های کانی‌شناسی سنگ‌های گابرویی به شرح زیر است: پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانیِ این سنگ‌هاست که نزدیک به 45 تا 65 درصدحجمی این سنگ را دربر گرفته است. پلاژیوکلاز شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و اندازة آنها از 3 تا 7 میلیمتر در نوسان است. ماکل پلی‌سینتتیک در پلاژیوکلازها معمول است و با توجه به زاویة خاموشی، بیشترشان ترکیب لابرادوریت دارند (شکل 3-A). در برخی نمونه‌ها، این کانی‌ها به کلسیت و سریسیت دگرسان شده‌اند. کلینوپیروکسن، دومین کانی فراوان در این سنگ‌ها با فراوانی نزدیک به 20 تا ۴۵ درصدحجمی است و به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شود. ابعاد این کانی به 1/0 تا 2 میلیمتر می‌رسد.
شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی گابروهای و سینیت‌های تودة آذرین درونی بَکتِر (تصویرهای A، C و E در PPL و دیگر تصویرها در XPL گرفته شده‌اند). A) بافت هییپ‌ایدیومورف گرانولار همراه با بلورهای پلاژیوکلاز، الیوین و کلینوپیروکسن و بیوتیت؛ B) تبلور بلور آمفیبول در فضای میان پلاژیوکلازها؛ C) بافت هیپ‌ایدیومورف گرانولار همراه با بلورهای ارتوکلاز آرژیلی‌شده؛ D) پلاژیوکلاز با بافت غربالی و آمفیبول با زمینه‌ای از بلورهای ریز کوارتز و کانی کدر؛ E) بلورهای ارتوکلاز با دگرسانی به کانی‌های رسی، پلاژیوکلاز، آمفیبول، کلینوپیروکسن و سوزن‌های آپاتیت؛F) بافت گرانولار همراه با بلورهای ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، آمفیبول و کوارتز. زمینه‌ای از بلورهای ریز کوارتز، کانی‌های کدر و آمفیبول پدید آمده است (کوارتز سینیت) (نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) است).
Figure 3. Photomicrographs of gabbros and syenites in the Bakter intrusive body (A, C, and E are in XPL, the others in PPL). A) Granular hypidiomorphic texture with plagioclase, olivine, clinopyroxene, and biotite crystals; B) Amphibole crystal crystallization in the spaces between plagioclase crystals; C) Granular hypidiomorphic texture with argillized orthoclase crystals; D) Plagioclase with a sieve texture and amphibole with a background of small quartz crystals, a cloudy mineral; E) Orthoclase crystals with alteration to clay minerals, plagioclase, amphibole, clinopyroxene, and apatite needles; F) Granular texture with orthoclase crystals, plagioclase, amphibole, and quartz. The background is composed of fine quartz crystals, opaque minerals, and amphibole (quartz syenite) (Abbreviations are from Whitney and Evans (2010)).
برخی بلورهای کلینوپیروکسن دگرسانی به کلریت یا اکتینولیت را نشان می‌دهند. بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل الیوین با فراوانی نزدیک به 3 تا 4 درصدحجمی در برخی از این سنگ‌ها دیده می‌شوند و میانگین اندازة آنها 5/0 تا 2 میلیمتر است. این بلورها گاه به‌صورت سودومورف با ایدینگزیت جایگزین شده‌اند. کانی‌های فرعی شامل آلکالی‌فلدسپار، بیوتیت، آمفیبول و تیتانیت (شکل 3-B) و کانی‌های کدر هستند. کانی ارتوکلاز به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با میانگین اندازة 2/0 تا 1 میلیمتر در این سنگ‌ها دیده می‌شود. این کانی گاه ماکل کارلسباد نشان میدهد و کمتر از 5 درصدحجمی این سنگ‌ها را در بر گرفته است. بیوتیت به‌صورت بلورهای ورقه‌ای با فراوانی نزدیک به 1 تا 5 درصدحجمی و در ابعاد کمتر از 1/0 تا 5/0 میلیمتر دیده می‌شود و تا اندازه‌ای کلریتی شده است. بلورهای آمفیبول با چندرنگی قهوه‌ای با فراوانی نزدیک به 1 تا 26 درصدحجمی دیده می‌شوند. ابعاد بلورهای آمفیبول برابر با 2/0 تا 5/0 میلیمتر است. کانی‌های کدر به‌صورت میانبار در کانی‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین یافت می‌شوند. همچنین، گاه به‌صورت مستقل در زمینة سنگ نیز دیده می‌شوند. کانی‌های ثانویه شامل کلسیت و سریسیت حاصل از دگرسانی پلاژیوکلاز، کلریت حاصل از دگرسانی بیوتیت، ایدنگزیت از دگرسانی الیوین و اکتینولیت حاصل از دگرسانی پیروکسن هستند.
سینیت‌ها
این سنگ‌ها در سطوح تازه به رنگ روشن (لوکوکرات) دیده می‌شوند (شکل 2-D). در نمونة دستی، کانی‌های پیروکسن و آلکالی‌فلدسپار دیده می‌شوند. در زیر میکروسکوپ، بافت اصلی آنها هیپ ایدیومورف گرانولار است و گاه بافت پویکلیتیک و پرتیتی نشان می‌دهند (شکل 3-C). بلورهای آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و آمفیبول کانی‌های اصلی و کوارتز، کلینوپیروکسن، آپاتیت و کانی‌های کدر به‌عنوان کانی‌های فرعی یافت می‌شوند. ویژگی‌های کانی‌شناسی سینیت‌ها به‌شرح زیر است:
ارتوکلاز کانی اصلی سازندة سینیت‌هاست که به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل دیده می‌شود. میانگین اندازة این کانی برابر با 5/0 تا 2 میلیمتر است و نزدیک به ۵۰ تا ۸۰ درصدحجمی این سنگ‌ها را در بر می‌گیرد. در برخی بخش‌ها، ارتوکلاز به سریسیت دگرسان شده است. بخش بزرگی از بلورها ماکل دوتایی و بافت پرتیتی نشان می‌دهند. پلاژیوکلازها به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شوند و اندازة آنها از 5/0تا 2 میلیمتر در نوسان است. این کانی‌ها نزدیک به 10 تا 30 درصدحجمی از این سنگ‌ها را در بر می‌گیرند. برخی از آنها سالم و برخی به کانی‌های رسی و کلسیت دگرسان شده‌اند. پلاژیوکلازها ماکل نواری دارند و با توجه به زاویة خاموشی از نوع الیگوکلاز هستند. آمفیبول، مهم‌ترین کانی فرومنیزین در سینیت‌های منطقه است و نزدیک به 5 تا 20 درصدحجمی این سنگ‌ها را در بر می‌گیرد. به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با میانگین اندازة نزدیک به 2/0 تا 3 میلیمتر است. زاویة رخ و زاویة خاموشی نشان میدهد آمفیبول بیشتر از نوع سدیک است و چندرنگی سبز پر رنگ-قهوه‌ای نشان میدهد. وجود درشت بلورهای آمفیبول در این سنگ‌ها می‌تواند گویای سرشتِ غنی از سیالِ ماگما باشد (Shelly, 1993) (شکل 3-D).
کانی‌های فرعی شامل کوارتز، کلینوپیروکسن، آپاتیت و کدر هستند. کلینوپیروکسن دیگر کانی فرومنیزین سازندة این سنگ‌هاست که فراوانی اندکی دارد و به‌صورت بلورهای کوچک بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار حضور دارد و حداکثر نزدیک به 2 درصدحجمی این سنگ‌ها را در بر می‌گیرد. کوارتز به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل در اندازه‌های 1/0 تا 5/0 میلیمتر دیده می‌شود. بیشتر بلورهای کوارتز خاموشی موجی دارند و حداکثر نزدیک به 2 درصدحجمی این سنگ‌ها را در بر می‌گیرند. آپاتیت با شکل‌های سوزنی عموماً به‌صورت میانبار در کانی‌هایی مانندِ ارتوکلاز دیده می‌شود و منجر به پیدایش بافت پویی‌کیلیتیک در این کوارتز شده است. همچنین، کانی‌های ثانویه شامل کلسیت، سریسیت و کانی‌های رسی هستند که از دگرسانی ارتوکلاز و پلاژیوکلاز پدید آمده‌اند.
آلکالی‌سینیت
آلکالی‌سینیت‌ها فراوانی کمتری نسبت به سینیت‌های منطقه بکتر دارند و در مقایسه با سینیت‌ها در نمونة دستی به رنگ روشن‌تری هستند. در زیر میکروسکوپ، بافت غالب در این سنگ‌ها گرانولار است؛ اما بافت‌های دیگری مانند بافت پویی‌کیلیتیک نیز در آنها دیده می‌شوند (شکل 3-E). کانی‌های اصلی آنها شامل آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت هستند و کلینوپیروکسن، کوارتز، آپاتیت (شکل 3-F) و کانی‌های کدر به‌عنوان کانی‌های فرعی این گروه سنگی دانسته می‌شوند. ویژگی‌های کانی‌شناسی این سنگ‌ها به‌شرح زیر است:
آلکالی‌فلدسپار کانی فراوان در این سنگ‌ها با فراوانی نزدیک به 82 تا 87 درصدحجمی است و به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در این سنگ حضور دارد. برخی بلورها بافت پرتیتی دارند. ابعاد بلورهای آلکالی‌فلدسپار به ۴ میلیمتر می‌رسد. این بلورها دچار دگرسانی به کانی‌های رسی شده‌اند. برخی بلورهای آلکالی‌فلدسپار، میانبار پیروکسن دارند. پلاژیوکلاز با فراوانی نزدیک به ۵ درصدحجمی به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با ابعاد تا 3 میلیمتر دیده می‌شود. ماکل نواری در پلاژیوکلازها وجود دارد و با توجه به زاویة خاموشی پلاژیوکلازها از نوع الیگوکلاز-آلبیت هستند. آمفیبول به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار با چندرنگی قهوه‌ای-آبی و فراوانی نزدیک به ۳ تا 6 درصدحجمی در این سنگ‌ها دیده می‌شود. ابعاد بلورهای آمفیبول به 5/0 تا 3 میلیمتر می‌رسد. کلینوپیروکسن دیگر کانی فرومنیزین سازندة این سنگ‌هاست که فراوانی اندکی دارد و به‌صورت بلورهای شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شوند و گاه تا 10 درصدحجمی این سنگ‌ها را در بر می‌گیرد. کانی‌های فرعی شامل کوارتز، و کانی‌های کدر هستند. کوارتز به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل در فضای میان دیگر کانی‌ها در ابعاد کمتر از یک میلیمتر و با فراوانی نزدیک به ۲ درصدحجمی دیده می‌شود. کانی‌های ثانویه شامل کانی‌های رسی و کلسیت هستند که از دگرسانی ارتوکلاز و پلاژیوکلاز پدید آمده‌اند.
کوارتز سینیت
کوارتز سینیت‌ها کمترین حجم سنگ‌های آذرین درونی منطقة بَکتِر را در بر می‌گیرند و در اصل می‌توان گفت محصول پایانی جدایش بلورین ماگما هستند. این سنگ‌ها به رنگ روشن (لوکوکرات) دیده می‌شوند و در زیر میکروسکوپ بافت اصلی آنها گرانولار است و گاه بافت پویی‌کیلیتیک نشان می‌دهند. بلورهای آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز کانی‌های اصلی و آمفیبول و کانی‌های کدر، کانی‌های فرعی آنها را تشکیل می‌دهند. ویژگی‌های کانی‌شناسی این سنگ‌ها به‌صورت زیر است:
آلکالی‌فلدسپار کانی اصلی این سنگ‌ها با فراوانی نزدیک به 78 درصدحجمی و به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار است. بخش عمدة بلورها ماکل دوتایی و بافت پرتیتی دارند. دگرسانی ضعیف به کانی‌های رسی در آلکالی‌فلدسپارها دیده می‌شود. ابعاد بلورهای آلکالی‌فلدسپار به ۱ میلیمتر می‌رسد. پلاژیوکلاز به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در ابعاد نزدیک به یک میلیمتر حضور دارد. به‌علت دگرسانی به کانی‌های رسی، ماکل نواری ضعیف در پلاژیوکلازها دیده می‌شود. فراوانی پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها نزدیک به 10 تا 12 درصدحجمی است و با توجه به زاویة خاموشی، پلاژیوکلازها از نوع الیگوکلاز هستند. کوارتز به‌صورت بلورهای بی‌شکل کوچک (کمتر از 5/0 میلیمتر) و با فراوانی نزدیک به ۵ درصد در میان دیگر کانی‌ها دیده می‌شود. کانی‌های فرعی شامل آمفیبول و کانی‌های کدر هستند. آمفیبول به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با فراوانی نزدیک به 4 درصدحجمی در فضای میان دیگر کانی‌ها یافت می‌شوند. با توجه به چندرنگی قهوه‌ای تا آبی، آمفیبول‌ها از نوع سدیک هستند. بزرگی آمفیبول‌ها به یک میلیمتر می‌رسد.
کانی‌های ثانویه شامل کانی‌های رسی و کلسیت هستند که از دگرسانی ارتوکلاز و پلاژیوکلاز پدید آمده‌اند. همچنین، شکستگی‌های مشخصی در برخی نمونه‌ها دیده می‌شوند که با هیدروکسیدهای آهن پر شده‌اند و حتی بلورهای حاشیة شکستگی را نیز آغشته کرده‌اند.
زمین‌شیمی عنصرهای اصلی و کمیاب
برای رده‌بندی سنگ‌ها از نمودار پیشنهادیِ کاکس و همکاران (Cox et al., 1979) بهره گرفته شد (شکل 4-A) که در این نمودار نمونه‌ها در محدودة گابرو و سینیت جای گرفته‌اند. بر پایة نمودار پیشنهادیِ میدلموست (Middlemost, 1997) که بر پایة مجموع (Na2O+K2O) در برابر سیلیس است، سنگ‌های تودة آذرین درونی منطقة بَکتِر در محدودة گابرو، مونزوگابرو، سینیت و یک نمونه نیز در محدودة کوارتز سینیت جای می‌گیرند (شکل 4-B).
شکل 4. ترکیب سنگ‌های آذرین درونی بَکتِر در نمودارهای مجموع آلکالی در برابر سیلیس (TAS). A) نمودار کاکس و همکاران (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار میدل‌ماست (Middlemost, 1997) (دایرة سبز: سینت؛ دایرة سرخ: گابرو).
Figure 4. The composition of Bakter intrusive rocks in the total alkali versus silica (TAS) diagrams. A) TAS diagram by Cox et al. (1979); B) TAS diagram by Middlemost (1997) (Green circle: syenite; red circle: gabbros).
در این نمودار نامگذاری بر پایة نسبت مجموع آلکالی در برابر SiO2 انجام می‌گیرد. در این نمودار افزون‌بر مرزبندیِ سنگ‌های گوناگون، محدودۀ سنگ‌های آلکالن و ساب‌آلکالن نیز از هم جدا می‌شود. بر پایة این نمودار نمونه‌های سنگی تودة آذرین درونی بَکتِر در محدودة گابرو، سینیت، نفلین سینیت جای می‌گیرند و سرشت آلکالن نشان می‌دهند (شکل 4-A).
سری ماگمایی
برای تعیین سری ماگمایی سنگ‌ها، از نمودار مجموع آلکالی (Na2O+K2O) در برابر سیلیسِ پیشنهادیِ ایروین و باراگار (Irvine and Baragar, 1971) بهره گرفته شد (شکل 5-A). این نمودار مرز جداکنندة محدودة سری آلکالن از سری ساب‌آلکالن (کالک آلکالن یا توله‌ایتی) را نیز نشان میدهد. بر پایة این نمودار، نمونه‌های تودة آذرین درونی بَکتِر در محدودة آلکالن جای می‌گیرند. نمودار TAS پیشنهادیِ میدلموست (Middlemost, 1997) که از سری نمودارهای TAS بر پایة نسبت Na2O+K2O در برابر SiO2 است، در تعیین سری‌های آلکالن، ترانس‌آلکالن (محدودة گذر از ساب‌آلکالن به آلکالن) و کالک‌آلکالن+توله‌ایتی بر پایه اکسید عنصرهای اصلی به‌کار برده می‌شود. بر پایة این نمودار، نمونه‌های بکتر در محدودة ترانس‌آلکالن جای گرفته‌اند (شکل 5-B).
شکل 5. ترکیب سنگ‌های آذرین درونیِ بکتر در نمودارهای تعیین سری‌های آلکالن، ترانس آلکالن (محدودة گذر از ساب‌آلکالن به آلکالن) و کالک‌آلکالن+توله‌ایتی بر پایة اکسید عنصرهای اصلی. A) نمودار TAS (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار TAS (Middlemost, 1997) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4).
Figure 5. Composition of Bakter intrusive rocks in the discrimination diagrams for alkaline, trans-alkaline (transition range from sub-alkaline to alkaline) and calc-alkaline + tholeiitic series based on major element oxides. A) TAS diagram (Irvine and Baragar, 1971); B) TAS diagram (Middlemost, 1997) (Symbols are the same as Figure 4).
تفسیر خاستگاه گوشته‌ای
بر پایة نمودار نسبت La/Yb در برابر La، روند نمونه‌های منطقة بَکتِر همانند روند جدایش بلوری نشان می‌دهند (شکل 6). بنابراین با توجه به روند دیده‌شده در این نمودار و روندهای کمابیش منظم در نمودارهای هارکر و داده‌های عنصرهای کمیاب دلیل کافی برای هم‌خاستگاه‌بودن گابروها با سینیت‌ها به دست نمی‌آید. می‌توان گفت فرایند تبلوربخشی، فرایند اصلی در پیدایش آنها بوده است.
همچنین، برای تعیین درجه و نوع تفریق ماگمایی سنگ‌های منطقه، نمودار نسبت K/Rb در برابر افزایش سیلیس به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‌های منطقة بَکتِر در محدودة بسیار تا کمابیش تکامل‌یافته و جدایش‌یافته جای می‌گیرند (شکل 7).
شکل 6. بررسی روند ذوب‌بخشی و تبلوربخشی سنگ‌های آذرین درونی منطقة بَکتِر در نمودار نسبت La/Yb در برابر La (2007 ,.Wang et al) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4).
Figure 6. Partial melting and fractional crystallization of Bakter intrusive rocks in La/Yb versus La ratio diagram (Wang et al., 2007) (Symbols are the same as Figure 4).
شکل 7. ترکیب سنگ‌های آذرین درونی بَکتِر در نمودار سیلیس در برابر نسبت K/Rb (Belvin, 1992) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4).
Figure 7. Composition of Bakter intrusive rocks in the silica versus K/Rb plot (Belvin, 1992) (Symbols are the same as Figure 4).
برای بهنجارسازی نمونه‌های بکتر به ترکیب کندریت، ترکیب پیشنهادی مک‌دوناف و سان (McDonough and Sun, 1995) به‌کار برده شد (شکل 8). به باور ویلسون (Wilson, 1989)، اگر یک مجموعه از سنگ‌های آذرین در پی فرایندهای تبلوربخشی با یکدیگر مرتبط باشند، باید مقدار عنصرهای کمیاب و نسبت‌های آنها در یک سری سنگی، به‌طور ثابت و پیوسته تغییر کند. در این نمودار، الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‌های مختلف، کمابیش موازی است. الگوی موازی نمونه‌ها، خاستگاه واحد و تحول آنها در هنگام رخداد فرایندهای تبلوربخشی ماگما را نشان میدهد. با توجه به الگوی عنصرهای کمیاب خاکی می‌توان گفت در پدیدة ذوب‌بخشی، با پیشرفت مراحل ذوب‌بخشی عنصرهای خاکی کمیاب سبک به‌آرامی غنی می‌شوند و به‌سوی عنصرهای سنگین این غنی‌شدگی به آرامی کاسته می‌شود و در آخرین عنصر این گروه یعنی Lu، همة مراحل جدایش‌بلورین با هم همخوانی می‌یابند؛ اما در پدیدة جدایش بلوری، با پیشرفت تبلور کانی‌ها، غنی‌شدگی همة عنصرها به یک اندازه رخ میدهد. به گفتة دیگر، همة مراحل جدایش بلورین روندی کمابیش موازی نشان می‌دهند (Nelson and Montana, 1992). در نمودار تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب (شکل 8)، عنصرهای LREE نسبت به HREE غنی‌شدگی اندکی نشان می‌دهند. نسبت (La/Yb)N، که نشان‌دهندة غنی‌شدگی LREE به HREE است برابر با 52/2 تا 28/18 و نسبت (La/Sm)N که نشان‌دهندة غنی‌شدگی LREE به MREE است برابر با 2 تا 42/6 است.
در نمودار تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب (شکل 8-A)، Eu در نمونه‌های سینیتی ناهنجاری منفی مشخصی دارد و در یک نمونة گابرویی نیز آنومالی منفی ضعیف نشان میدهد؛ اما در بیشتر نمونه‌های گابرویی، آنومالی مثبت ضعیف را نشان میدهد (جدول 2). ناهنجاری Eu در سنگ‌های سینیتی نشان‌دهندة جدایش پلاژیوکلاز و یا به‌جای‌ماندن آن در فاز تفالة سنگ خاستگاه (شکل 8-A) برای سنگ‌های منطقة بکتر هنگام رخداد ذوب‌بخشی است. ازآنجایی‌که درگابروها، پلاژیوکلاز از کانی‌های اصلی در سنگ‌های بکتر به‌شمار می‌رود، نبود ناهنجاری منفی Eu در نمونه‌های گابرویی در ارتباط با تمرکز پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها و نبود جدایش بلوین آن است. بر پایة روابط صحرایی، سنگ‌نگاری و شیمی سنگ کل و عنصرهای کمیاب می‌توان دریافت وجود تبلوربخشی به چندین دلیل مانند نبود فازهای سنگی میان دو قطب اسیدی و بازیک چندان محتمل به‌نظر نمی‌رسد و در این مجموعة سنگی تقریباً منتفی است؛ اما احتمال وجود خاستگاه مشترک مذاب با توجه به ویژگی‌های مشترک زمین‌شیمیایی یادشده وجود دارد.
برای توجیه غنی‌شدگی و تهی‌شدگی عنصرهای کمیاب مانند عنصرهای با تحرک بالا و با شعاع یونی بزرگ (LILE) و همچنین، عنصرهای کم‌تحرک با قدرت میدان بالا (HFSE)، نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonugh and Sun, 1995) به‌کار برده شد (شکل 8-B). در این نمودار، غنی‌شدگی LILE به‌همراه آنومالی عنصرهای HFSE دیده می‌شود. این الگوها ناهنجاری منفی واضحی از عنصرهای Nb، Ti و Ba در نمونه‌های برداشته‌شده از گابروها و گروه سنگ‌های سینیتی را نشان می‌دهند که این موضوع با ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای در دیگر مناطق جهان قابل مقایسه است (Varol et al., 2014; Jung et al., 2023; Zhang et al., 2019). تهی‌شدگی از HFSE (مانند: Nb، Ti) و الگوهای با غنی‌شدگی از LILE (مانند: Th، Pb و Rb) را به عوامل مختلفی مانند ماگماتیسم مرتبط با فرورانش و دخالت پوستة قاره‌ای در فرایندهای ماگمایی وابسته می‌دانند (Streck, 2014). غنی‌شدگی از Rb و تهی‌شدگی از Y و HREE در الگوهای نمونه‌های بکتر را شاید بتوان پیامد هضم پوسته‌ای دانست. همچنین، غنی‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل برزگ یون (LILE) مانند Cs و K چه‌بسا نشانة مشارکت پوسته در فرایندهای ماگمایی است (Harris et al., 1986).
شکل 8. ترکیب سنگ‌های آذرین درونی بَکتِر در A) نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت؛ B) نمودار چند عنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (ترکیب کندریت و گوشتة اولیه از مک‌دوناف و سان (McDonough and Sun, 1995).
Figure 8. Composition of Bakter intrusive rocks in A) chondrite-normalized diagram for rare earth element; B) Multi-element primitive mantle-normalized diagram (normalization values from McDonough and Sun, 1995).
سنگ‌زایی و جایگاه تکتونوماگمایی
نسبت عنصرهای کمیاب Zr، Y و Nb ابزاری بسیار کارامدی در تعیین خاستگاه مذاب‌ها و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌هایی با ترکیب بازیک تا حد واسط است. نمودار پیشنهادیِ مشده (Meschede, 1986) بر پایة این عنصرها نشان میدهد گابروهای مجموعة آذرین بَکتِر در محدودة بازالت‌های درون‌صفحه‌ای جای دارد (شکل 9). در نمودار یادشده بخشی از منطقه درون‌صفحه‌ای با منطقه‌ای که ترکیب مذاب‌های حاصل از کمان‌های آتشفشانی حاشیة قاره در آن جای می‌گیرد همپوشانی دارد. البته محتوای آلکالن نمونه‌های منطقة بکتر این واقعیت را گوشزد می‌کند که مجموعة یادشده ارتباطی با کمان‌های حاشیة قاره‌ای ارتباطی ندارند. نگاهی دقیق‌تر از دیدگاه تکتوماگماتیسم نشان میدهد امکان رخداد محیط‌های درون‌صفحه‌ای در زمان‌های پس از برخورد میان پوستة قاره‌ای خردقاره ایران مرکزی و صفحة عربی که تحت‌تأثیر نیروهای کششی حاصل از مراحل پسابرخوردی به دو صفحة یادشده پدید آمده‌اند وجود داشته است.
شکل 9. ترکیب سنگ‌های آذرین درونی بَکتِر در نمودار سه‌تایی 2Nb-Zr/4-Y (Meschede, 1986).
Figure 9. Composition of Bakter gabbro samples in ternary diagram of 2Nb-Zr/4-Y (Meschede, 1986).
نمودارهای Th/Yb در برابر Ta/Yb و Th/Ta در برابر Yb
در نمودارهای لگاریتمی Th/Yb و Ta/Yb (شکل 10-A) و نسبت Th/Ta در برابر Yb (شکل 10-B) رسم شده است، سنگ‌های گابرویی در محدودة سنگ‌های نواحی آتشفشانی درون‌صفحه‌ای (WPVZ) جای می‌گیرند.
نمودار Y در برابر نسبت La/Nb
نمودار Y در برابر نسبت La/Nb برای جداکردن بازالت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی (مورب نرمال، مورب غنی‌شده و مورب حد واسط) و بازالت‌های سیلابی اقیانوسی با مقدار کم نسبت La/Nb از بازالت‌های مرتبط با محیط‌های فرورانشی کمانی، توله‌ایت جزیره‌های کمانی، بازالت‌های پهنة پشت‌کمان و بازالت‌های پلاتفرم پیشانی کمان که در آنها مقدار عنصر لانتانیم افزایش و میزان عنصر نیوبیم و ایریدیم کاهش می‌یابد، به‌کار برده می‌شود. همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‌شود، نمونه‌های گابرویی منطقة بَکتِر مقدار بالایی از نسبت La/Nb (برابر با 6/1 تا 2/5) را نسبت به محیط‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی و بازالت‌های سیلابی اقیانوسی نشان می‌دهند و با محیط‌های پشت‌کمانی و حوضة پلاتفرمی پیش‌کمانی شباهت دارند (شکل 11).
شکل 10. ترکیب سنگ‌های گابرویی بَکتِر در نمودارهای تمایز محیط زمین‌ساختی. A) نمودار تغییرات Th/Yb در برابر نسبت Ta/Yb (Gorton and Schandl, 2000)؛ B) نمودار نسبت Th/Ta در برابر Yb (Gorton and Schandl, 2000).
Figure 10. Composition of Bakter gabbro samples in the tectonic environment differentiation diagrams. A) Th/Yb changes versus Ta/Yb ratio (Gorton and Schandl, 2000); B) Th/Ta versus Yb ratio (Gorton and Schandl, 2000).
شکل 11. ترکیب سنگ‌های گابرویی بَکتِر در در نمودار Y در برابر نسب La/Nb (Floyd et al., 1991).
Figure 11. Composition of Bakter gabbro samples in Y versus La/Nb diagram (Floyd et al., 1991).
تعیین خاستگاه و درجة ذوب‌بخشی سنگ‌های منطقه
برای تعیین خاستگاه ماگمایی و برآورد میزان ذوب‌بخشی در نمونه‌های گابرویی، نمودار La در برابر La/Sm به‌کار برده شد. ترکیب نمونه‌های منطقه در محدودة سنگ‌های با خاستگاهِ گوشتة غنی‌شده یا دگرنهادشدة جای دارد. همچنین، خاستگاه آنها با روند ذوب‌بخشی گارنت لرزولیت همخوانی دارد (شکل 12-A) و نشان‌دهندة رخداد نزدیک به 5 تا 15 درصد ذوب‌بخشی در خاستگاه است. ازاین‌رو، همان‌گونه‌که در بررسی نمودارهای عنکبوتی دیده شد (مانند غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE)، به‌طور کلی داده‌های زمین‌شیمیایی مجموعة آذرین درونی بَکتِر نشان‌دهندة پیدایش مجموعة آذرین درونی بَکتِر از ذوب‌بخشی نزدیک به 5 تا 15 درصدی یک خاستگاه گارنت لرزولیتی هستند. افزون‌بر این، در نمودار پیشنهادیِ ترنر و هاکورد (Turner and Hawkesworth, 1995) وجود یک خاستگاه مذاب گارنت لرزولیتی با بیشینة 20 درصد محتوای اسپینل و با درصد مذاب 5 تا 10 درصد محتمل‌تر است (شکل 12-B).
شکل 12. ترکیب سنگ‌های گابرویی بَکتِر در A) نمودار La در برابر La/Sm (Aldanmaz et al., 2000)؛ B) نمودار Sm/Yb در برابر Ce/Yb (منحنی‌های به‌دست‌آمده از معادلات ذوب جزیی و دسته‌ای برگرفته از شاو (Shaw, 1970) هستند. غلظت Sm، Yb و Ce اسپینل و پریدوتیت گارنت از مک‌دوناف (McDonough, 1990) است. خطوط آمیختگیِ اسپینل و گارنت پریدوتیت گارنت با معادله لانگمویر و همکاران (Langmuir et al., 1978) رسم شده‌اند. برای به کمترین اندازه‌‌رساندنِ اثرات جدایش بلورین بر ترکیب ماگما بر پایة روش پیشنهادیِ ترنر و هاکسورث (Turner and Hawkesworth, 1995) و با کمک رگرسیون خطی کمینة مربعات مقادیر به ترکیب ماگمای اولیه اصلاح شدند).
Figure 12. Composition of Bakter gabbro samples in A) La versus La/Sm plot (Aldanmaz et al., 2000); B) Plot of Sm/Yb versus Ce/Yb plot (The partial and batch melting curves are based on the equations by Shaw (1970). The concentration of Sm, Yb and Ce of spinel and garnet peridotite is from (McDonough, 1990). Mixing lines between spinel and garnet peridotite with the equation of Langmuir et al. (Langmuir et al., 1978). In order to minimize the effects of subtraction on the magma composition, the values were modified to the original magma composition using least squares linear regression, based on the method by Turner and Hawkesworth (1995)).
بر پایة شواهد بالا و با در نظر گرفتن خاستگاه گارنت لرزولیتی، پیدایش و جداسازی این ماگماها از گوشتة بالایی باید در ژرفای بیشتر از ۷۰ کیلومتری رخ داده باشد که با محدودة فشارهای لازم برای پایداری کانی گارنت همخوانی دارد. نمودار Ce در برابر Ce/Yb برای تعیین ژرفای خاستگاه مذاب سنگ‌های آذرین درونی مناطق مختلف جهان به‌کار برده می‌شود. در این نمودار نسبت بالای Ce/Yb (<10) نشان‌دهندة درجة ذوب‌بخشی کم و به‌جاماندن گارنت در فاز بجامانده است و نسبت کم Ce/Yb نشان‌دهندة درجة ذوب‌بخشی بالا و به‌جاماندن اسپینل در فاز به‌جای‌مانده است. همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‌شود، نمونه‌های مجموعة آذرین بَکتِر با نسبت Ce/Yb بالا ژرفای نزدیک به 95 تا 110 کیلومتری را نشان می‌دهند (شکل 13).
بررسی نقش آلایش پوسته‌ای
برای بررسی نقش آلایش پوسته‌ای، نسبت‌های عنصرهایی مانند Ce/Pb و Nb/U بسیار کارامد است؛ زیرا این عنصرهای به هنگام ذوب‌بخشی یا تبلور بخشی از یکدیگر جدایش نمی‌یابند و نسبت‌های آنها نشان‌دهندة مقدار این نسبت‌ها در خاستگاه ماگماست. میانگین این نسبت‌ها در سنگ‌های منطقة بَکتِر به‌ترتیب برابر 52/5 و 32/12 است که این مقدار بسیار کمتر از میانگین بازالت‌های اقیانوسی (MORB, OIB) است و نشان‌دهندة ارتباط این سنگ‌ها با کمان‌های آتشفشانی و یا آلایش ماگما با پوستة قاره‌ای است (Keskin et al., 1998). افزون‌بر این، شواهد زمین‌شیمیایی مانند پراکندگی در روند نمودارهای تغییرات عنصرهای اصلی و فرعی نسبت به مقدار سیلیس فرایند تفریق به‌عنوان عامل اصلی و در کنار آن آلایش ماگما در هنگام بالاآمدن، فرایند محتمل و قابل بحث است که در ادامه به بررسی نقش آلایش پوسته‌ای در نمونه‌های مجموعة آذرین درونی بَکتِر پرداخته می‌شود.
بحث و برداشت
بی‌گمان پیشنهاد الگوی تکتونوماگمایی مناسب و منطقی باید بر پایة داده‌های زمین‌شیمیایی، ویژگی‌های زمین‌شناسی، صحرایی و واقعیت‌های زمین‌شناسی منطقه‌ای و ناحیه‌ای و همچنین، داده‌های ژئوکرونولوژی دقیق انجام شود. بر پایة اطلاعات به‌دست آمده از بررسی‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی برای تودههای آذرین درونی منطقة بکتر در این پژوهش، این مجموعة آذرین درونی سرشت آلکالن دارد و محیط زمین‌ساختی آن ویژگی‌های ماگماتیسم کشش درون‌صفحه‌ای و پس از برخورد را نشان میدهد که وجود مقدار Ta بالا در این سنگ‌ها مهر تأییدی بر تعلق آنها به فعالیت‌های ماگمایی پس از برخورد است (Harris et al., 1986).
شکل 13. ترکیب سنگ‌های آذرین درونی بَکتِر در نمودار Ce/Yb در برابر Ce (Ellam, 1992) برای تعیین ژرفای ماگمای سازندة سنگ‌ها (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4).
Figure 13. Composition of Bakter intrusive rocks in Graph of Ce/Yb versus Ce (Ellam, 1992) to determine the formation depth of the magma (Symbols are the same as Figure 4).
با توجه به ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های منطقه مانند مقدار بالای برخی عنصرهای LILE (مانند: Rb، Cs) و آنومالی منفی عنصرهای Ti و Nb در نمودارهای عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و مقادیر به نسبت کم HREE و غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت، ماگمای پدیدآورندة این سنگ‌ها همانند ماگمای پدیدآمده در مناطق وابسته به فرورانش است و با نتایج نمودارهای تعیین جایگاه زمین‌ساختی همخوانی دارد. به باور ویلسون (Willson, 1989)، دگرسانی گرمابی در نزدیک پشته‌های میان‌اقیانوسی سبب غنی‌شدگی بازالت‌ها از عنصرهای Sr، LILE و U می‌شود. سپس در هنگام فرورانش، بر اثر فشار و حرارت، سیالات سیلیس‌دار و یا اندک مذاب‌های آبدار غنی از Sr، LILE، LREE، U و Pb رادیوژنیک تولید شده و با صعود این سیالات و دگرنهادشدن گوشتة سنگ‌کره‌ای، زمینة ذوب و پیدایش ماگمای غنی‌شده از این عنصرهای را فراهم می‌کند. هر چند پژوهشگران این پهنة آزادسازی عنصرها از بخش‌های در حال ذوب گوشتة سنگ‌کره‌ای را به عنصرهای متحرک محدود می‌دانند، اما گفته می‌شود Th نیز همانند عنصرهای LILE و LREE تحت‌تأثیر بخشی از سنگ‌کره قرار می‌گیرند که در حال ذوب است (Pearce and Peate, 1995) و به‌همراه سیالات به بخش بالایی وارد می‌شوند. غنی‌شدگی از Sr رادیوژنیک را هرچند می‌توان به سیالات آزادشده از تیغة فرورونده نسبت داد؛ اما برخی آن را پیامد دخالت سیالات جداشده از مناطق ژرف‌تر گوشته سست‌کره‌ای می‌دانند (Zindler et al., 1984). یکی از شواهدی که تا اندازه‌ای این موضوع را در محیط پیدایش ماگمای مادر سنگ‌های آذرین درونی بَکتِر نشان میدهد آنومالی مثبت عنصر Ta است. به باور ویلسون (Willson, 1989)، سیالات حاصل از پهنة فرورانش در پی به‌جاماندن Ta در فاز کانی‌های تیتانوفریک مانند اسفن و ایلمنیت از این عنصر فقیر می‌شوند و ازاین‌رو، این عنصر آنومالی منفی شدیدی را در نمودارهای عنکبوتی به نمایش می‌گذارد. غنی‌شدگی بالای از عنصر Ta مانند محیط‌های کافت قاره‌ای است. بررسی نمونه‌ها در نمودارهای تغییرات Th/Yb در برابر نسبت Ta/Yb (Gorton and Schandl, 2000) و نمودار نسبت Th/Ta در برابر Yb (Schandl and Gorton, 2002) نشان میدهد مجموعة آذرین درونی بَکتِر به ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای مربوط است و در پی فرایندهای کششی پس از کوه زایی پدید آمده است.
بررسی‌های صحرایی، سنگ نگاری و بررسی‌های زمین‌شیمیایی روی مجموعة آذرین درونی بَکتِر نشان میدهد این مجموعه با سن پس از کرتاسه از دو بخش مافیک و حد واسط ساخته شده است. مجموعه سنگ‌های حد واسط بیشتر شامل سینیت، آلکالی‌سینیت و کوارتز سینیت است و سنگ‌های مافیک با ترکیب متوسط گابرویی دیده می‌شوند. بر پایة داده‌های زمین‌شیمیایی این سنگ‌ها ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آلکالن دارند. همخوانی میان عنصرهای اصلی و کمیاب در برابر سیلیس (نمودارهای هارکر) گویای آنست که نمونه‌های گابرویی نمایندة مذاب‌های گوشته‌ای هستند و تحولات ترکیبی را در هنگام فرایند تبلور موجبات تحول به‌سوی نمونه‌های سینیتی نشان می‌دهند. نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های آذرین درونی منطقة بکتر که بر پایة داده‌های ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) بهنجار شده‌اند، غنی‌شدگی از عنصرهای LILE و تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE را نشان می‌دهند. غنی‌شدگی از عنصرهای LILE چه‌بسا پیامد درجات کم ذوب‌بخشی از خاستگاه گوشته‌ای، نقش گوشتة دگرنهادشده و آلودگی با مواد پوسته‌ای در پیدایش سنگ‌های منطقه باشد. آنومالی منفی Ti و Nb گویای وابستگی ماگمای سازندة آنها به محیط‌های زمین‌ساختی کششیِ وابسته به رژیم‌های پسابرخوردی پوسته‌های قاره‌ای است. ویژگی غنی‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) و عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) (آنومالی‌های منفی عنصرهای نیوبیم و تیتانیم) با شواهد غنی‌شدگی خاستگاه ماگما توسط مؤلفه‌های فرورانشی تفسیر شده است که به احتمال بالا از رویدادهای فرورانشی پیش از برخورد به ارث مانده است. حضور این مؤلفه فرورانشی به‌خوبی با الگوهای عنصرهای چندعنصری و نمودارهای نسبت‌های Rb/Y در برابر Nb/Y و Th/La در برابر Sm/La نشان داده شده است. ماگمای مادر سنگ‌های آذرین درونی منطقة بَکتِر، از راه نرخ کم ذوب‌بخشی (5 تا 15 درصدی) یک منبع گارنت لرزولیت و از ژرفای 95 تا 110 کیلومتری خاستگاه گرفته است. بر پایة نمودارهای متمایزکننده محیط زمین‌ساختی، سنگ‌های مورد مطالعه ویژگی‌های ماگماتیسم مرتبط با پسابرخوردی و کششی را نشان میدهد.
)