نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری گروه زمینشناسی، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران
2 استاد، گروه زمینشناسی، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران
3 دانشیار، گروه زمینشناسی، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
Formation and evolution of the continental crust is one of the fundamental subjects in Earth sciences studies, as these processes usually occurred during the Archean and Proterozoic (e.g., Condie, 1980; Taylor and McLennan, 1981). Regions with high-grade metamorphic rocks such as granulites are considered key parts of the lower continental crust (e.g., Smithson and Brown, 1977; Harley, 1989; Bohlen, 1991).
Precambrian-Cambrian basement sequences in Iran are exposed in some structural zones such as Central Iran and the Sanandaj-Sirjan zone (e.g., Nadimi, 2007; Hosseini et al., 2015). In these zones, the Chapedony complex is considered the oldest basement complex in Iran, exposed between two major faults: the Chapedony Fault to the west and the Chatak-Neybaz Fault to the east.
The Neybaz Crystalline Core, situated in the West Central Iranian Microcontinent, is a high-grade metamorphic zone composed of diverse lithologies ranging from Precambrian to Cenozoic in age. It has undergone multiple intense deformation phases (Valiei et al., 2025).
The main goal of this research is to describe the petrography, geochemistry, and metamorphic conditions of the Neybaz Granulite Complex. Based on new data and comparison with other published models, we tried to determine the metamorphic history, tectonic settings, and origin of the old basement protoliths. These findings will help us understand the geodynamic evolution of the Precambrian basement of Central Iran.
Analytical Methods
Ten samples were analyzed for geochemical composition at the Zarazma Minerals Research Company laboratory (Tehran, Iran) using XRF and ICP-MS.
Major oxide contents were determined by the alkaline fusion method (lithium borate fusion). In this method, samples were melted with lithium metaborate, and the resulting product was dissolved in dilute nitric acid. The final solution was then analyzed using an ICP-OES instrument to measure major oxide concentrations.
FeO content was determined by the wet chemical method, and loss on ignition (LOI) was measured using the conventional gravimetric method. For trace and minor elements, samples were digested using a multi-acid digestion method with a microwave digestion system, and the resulting solutions were analyzed by ICP-MS.
Results and Discussion
Petrography
The occurrence of granulites in the high-grade crystalline core of the Neybaz area was first reported by Valiei et al. (2025). The studied granulites are dark gray to grayish-black in color. They are in contact with the amphibolite unit and, to a lesser extent, with migmatite gneisses. These granulites are exposed as irregular patches and have medium to coarse grain sizes.
Macroscopic studies
The high-grade crystalline core of the Neybaz area comprises several rock units, including metacarbonate, calc-silicate, garnet/cordierite schist, amphibole schist, migmatite, mylonitic gneiss, amphibolite, granulite, and anatectic granite.
Microscopic studies
Microscopic investigations reveal that the main minerals in the Neybaz granulites include orthopyroxene, clinopyroxene, plagioclase, amphibole, garnet, biotite, apatite, and opaque minerals. Gneissic fabrics are widespread at the microscopic scale, characterized by ferromagnesian minerals (pyroxene and amphibole) and stretched plagioclase.
Geochemistry
The studied rock units exhibit a compositional range, with SiO₂ contents varying between 48.08 and 56.18 wt%, and TiO₂ contents between 0.21 and 1.05 wt%. Al₂O₃ contents show a wide range (14.81–24.35 wt%; mean: 17.60 wt%). The samples are enriched in CaO (9.10–13.97 wt%) and show variations in MgO and FeOT contents (MgO: 0.54–10.42 wt%; FeOT: 1.90–10.18 wt%). The contents of K₂O, Na₂O, and P₂O₅ range from 0.15 to 0.83, 1.71 to 5.66, and 0.06 to 0.29 wt%, respectively. Loss on ignition (LOI) in the studied granulites ranges from 0.63 to 1.76 wt%. The Mg number in these rocks ranges from 33.70 to 73.61.
Trace element concentrations also show wide variations, including Rb (14–35 ppm), Ba (70–162 ppm), Sr (166.8–1064.6 ppm), Zr (9–36 ppm), V (6–227 ppm), Nb (<1–47.4 ppm), and Y (15.7–89 ppm).
Conclusion
The Neybaz high-grade metamorphic complex is located in the western domain of the Central Iranian microcontinent, situated between the Chatak-Neybaz and Chapedony basement faults. Within this complex, metamorphosed mafic rocks occur as small masses in contact with, and within, gneisses that exhibit granulite facies metamorphic grade. The high-grade metamorphism in these rocks led to the development of a mineral paragenesis primarily composed of clinopyroxene, orthopyroxene, euhedral garnets, amphibole, and plagioclase. Field, petrological, and geochemical studies on the metamorphic mafic rocks in the Neybaz crystalline core indicate that the garnet/pyroxene granulite has a basaltic to andesitic protolith and is metaluminous in composition.
Geochemical investigations of these granulites indicate that their protoliths range from basalt to andesite and basaltic andesite, showing calc-alkaline and tholeiitic affinities. Lithogeochemical variation diagrams suggest that these rocks formed in a plate margin setting. Furthermore, the close association of the mafic granulites with gneisses—some of which have a metagraywacke protolith—points to their origin from an active plate margin.
Primitive mantle- and chondrite-normalized spidergrams show enrichment in light rare earth elements (LREEs) relative to heavy rare earth elements (HREEs), along with enrichment of LILEs and depletion of HFSEs, confirming the involvement of both mantle and crustal sources in the formation of the protoliths.
Based on the geochemical data and structural evidence, this study suggests that the formation of the mafic melts in the Neybaz complex was related to cratonization processes in an active margin environment during the Paleo- to Neoproterozoic era. The geochemical characteristics of these granulites, including negative Nb and Ti anomalies in the spidergrams, link their origin to arc magmatism (e.g., island arc tholeiites or calc-alkaline basalts).
کلیدواژهها [English]
مقدمه
پیدایش و تکامل پوستة قارهای از مسائل بنیادی در زمینشناسی است که بیشتر در دورههای آرکئن و پروتِروزوییک رخ داده است (مانند: Condie, 1980; Taylor and McLennan, 1981). مناطق دگرگونی درجه بالا که ویژگی آنها پاراژنز رخسارة گرانولیت است، بخشهای کلیدی پوستة قارهای زیرین بهشمار میروند و بینشهای حیاتی دربارة ترکیب و تاریخچه ژئودینامیکی آن ارائه میدهند (Smithson and Brown, 1977; Harley 1989; Bohlen, 1991). بهطور ویژه، گرانولیتهای مافیک، آرشیوهای منحصر بهفردی برای بازسازی فرایندهای رشد پوسته، بهویژه آنهایی که با ماگماتیسم کمانی و تمایز پوستة ژرف مرتبط هستند، بهشمار میروند.
ماگماتیسم و دگرگونی مربوطه به پیدایش دو مجموعه لیتولوژیکی فراوان انجامیده است: کمربندهای گرانیت-گریناستون که نشاندهندة دگرگونی درجه پایین (رخسارة شیستسبز-آمفیبولیت) هستند و نواحی دگرگونی درجه بالا با رخساره آمفیبولیت-گرانولیت که معمولاً با پاراژنز بایمودال فلسیک و مافیک شناخته میشوند (Bora et al., 2013). گرانولیتهای مافیک آرکئن-نئوپروتروزوییک که منبعی برای بررسی پوستة زیرین هستند، در مناطق گوناگونی مانند کمربند متحرک گاتهای شرقی (هند)، هوگار (الجزایر)، ساکسون (آلمان)، لابرادور شمالی (کانادا)، و وارپایسیهیروی (فنلاند) مستند شدهاند (مانند: Gross et al., 2009).
توالیهای پیسنگ پرکامبرین-کامبرین ایران که در چندین واحد ساختاری (مانند ایران مرکزی و سنندج-سیرجان) رخنمون دارند، برای درک تکامل زمینساختی منطقهای ضروری هستند (مانند: Hosseini et al., 2015). در میان این توالیها، سازند چاپدونی که قدیمیترین کمپلکس پیسنگی ایران است و در میان دو گسل پیسنگی چاپدونی در باختر و چاتک-نیباز در خاور جای گرفته است، اهمیت ویژهای دارد. این سرزمین پیسنگی با ستبرایی نزدیک به ۴۰۰۰ متر در سه رخنمون اصلی به نامهای کلوت چاتک، کلوت چاپدونی و کوه نیباز پدیدار شده است (Nadimi 2007) و از گنیسها و میگماتیتهای دگرگونی درجه بالا و در رخسارة گرانولیت پدید آمده است (Haghipour and Plissier, 1977). با اینکه برخی بررسیهای سنسنجی، بازة گستردهای از پروتروزوییک پایانی تا میوسن را نشان میدهند (Haghipour, 1974; Ramezani and Tucker, 2003)، اما یافتههای جدیدتر، وجود سنگهای کهنتر در کنگلومرای کرتاسه را نشان میدهند که این ویژگی، سنهای بسیار جوانتر را رد میکند. سنهای جوانتر چهبسا بازتابی از فعالیتهای زمینساختی و ماگمایی بعدی در دورههای ژوراسیک میانی، ائوسن و میوسن هستند (Asadi et al., 2016). ازاینرو، سن واقعی مجموعه نیباز بیشتر با کوهزاییهای چاپدونی (Nadimi, 2007) و کادومین (Asadi et al., 2016) همخوانی دارد که نشاندهندة پیشینة طولانی و پیچیده این بخش از فلات ایران است.
با وجود بررسیهای گسترده روی پیسنگ ایران، تا کنون هیچ گزارش رسمی دربارة وجود یا ویژگیسازی دقیق گرانولیتهای مافیک در کمپلکس نیباز منتشر نشده است. این موضوع به پبدایش خلأ کلیدی در درک ما از تکامل پوستة ژرف در ایران مرکزی انجامیده است. این پژوهش بر پایة یافتههای اولیه که برای نخستینبار رخنمونهای گرانولیتی را در این ناحیه شناسایی کرده است (Valiei et al., 2025)، یک نوآوری کلیدی بهشمار میرود. هدف اصلی این پژوهش، بررسی جامع ویژگیهای سنگنگاری، زمینشیمیایی و شرایط دگرگونی گرانولیتهای کمپلکس نیباز است. افزونبر تحلیل دادههای جدید و مقایسة آنها با الگوهای موجود، اهدف این بررسی بررسی خاستگاه سنگ مادر، تاریخچة دگرگونی و جایگاه زمینساختی این سنگهای کهن است. این یافتهها میتوانند درک ما از تکامل ژئودینامیکی پیسنگ پرکامبرین ایران مرکزی را ژرفتر کنند.
زمینشناسی منطقه
بخش ایرانی سیستم کوهزایی آلپ-هیمالیا تاریخچة زمینساختاری پیچیدهای از پرمین تا کواترنری دارد که با فرایندهای پیدرپی کافتزایی و برخورد در راستای پهلوی شمالی قارة بزرگ گندوانا همراه بوده است (Stöcklin, 1968). این منطقه محصول پیچیدهای از جدایش زودرس مزوزوییک بلوکهای قارهای ایران از تودة خشکی گندوانا (Alavi, 1994) است که سپس با فرورانش سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران در کرتاسة پایانی و در پایان برخورد پلیتهای ایرانی و آفرو-عربی در زمان میوسن شکل گرفته است (مانند:Sarkarinejad et al., 2008).
میان رشتهکوههای البرز-کپهداغ و کمان ماگمایی ارومیه-دختر (که یک کمان ماگمایی از نوع آند در صفحات قارهای رویی که پیامد فرورانش سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس است (Alavi, 1994, 2004)) یک منطقه بزرگ سهگوش با توپوگرافی کمابیش کم قرار دارد که شامل پهنة ایران مرکزی (CIB[1]) و خردقارة شرق-ایران مرکزی (CEIM[2]) است. خردقارة شرق-ایران مرکزی (CEIM) که دربرگیرندة ناحیة مورد بررسی است، از بلوکهای قارهای اصلی ایران است که با گسلهای ژرف پیسنگی (مانند گسلهای پشتبادام و چاپدونی) فراگرفته شده است و دربردارندة سه بلوک لوت، طبس و یزد است (Alavi, 1991).
کمپلکس دگرگونی نیباز که در ناحیة باختری این خردقاره جای دارد، از دیدگاه ساختاری در میان دو سامانة گسلی مهم پیسنگی چاتک-نیباز و چاپدونی رخنمون دارد (شکل 1-A). این موقعیت، اهمیت ناحیه نیباز را در بازسازی زمینساختی منطقه دوچندان میکند؛ زیرا بسیاری از رخدادهای ماگمایی و دگرگونی ایران مرکزی پیامد فعالیتهای این گسلها در دورانهای پرکامبرین-پرکامبرین پسین دانسته میشود.
شکل 1. A) پهنههای ساختاری اصلی ایران (با تغییر پس از Ghasemi and Talbot (2006)) و جایگاه کمپلکس دگرگونی نیباز در پهنة ساختاری ایران مرکزی؛ B) نقشة زمینشناسی واحدهای سنگی کمپلکس دگرگونی نیباز (Modified after Ramezani and Tucker (2003)).
Figure 1. A) Major structural zones of Iran (Modified after Ghasemi and Talbot, 2006) and the location of the Neybaz Metamorphic Complex within the Central Iran structural zone. B) Geological map showing the lithological units of the Neybaz Metamorphic Complex (Modified after Ramezani and Tucker, 2003).
شکل 1. ادامه.
Figure 1. Continued.
توالیهای دگرگونی در نیباز بخشی از پیسنگ پرکامبرین-کامبرین ایران هستند که در اصطلاح عمومی سازند چاپدونی نامیده میشوند و قدیمیترین توالیهای سنگی ایران دانسته میشوند (Haghipour and Plissier, 1977). این پیسنگ از واحدهای دگرگونی درجه بالا، شامل گنیسها، میگماتیتها، شیستها و گرانولیتهای مافیک، ساخته شده است (شکل 1-B). بنابراین، گرانولیتهای مافیک کمپلکس نیباز که نشاندهندة شرایط دگرگونی در پوستة زیرین هستند، پتانسیل منحصربهفردی برای درک سرشت پیسنگ خردقارة شرق-ایران مرکزی و فرایندهای کراتونیشدن در هنگام رخداد کوهزاییهای پرکامبرین-پرکامبرین پسین دارند.
سنگنگاری
ویژگیهای ماکروسکوپی و بافتی
هستة بلوری درجه بالای کمپلکس نیباز از مجموعة متنوعی از سنگها شامل متاکربناتها، کالکسیلیکاتها، گارنت/کردیریت شیست، آمفیبول شیست، گنیسهای میگماتیتی و میلونیتی، آمفیبولیت، گرانولیت، میگماتیت و گرانیتهای آناتکتیک ساخته شده است.
گرانولیتهای مافیک بررسیشده به رنگ روشن تا تیره، بهصورت پچهای پراکنده در همبری با گنیسهای گرانولیتی رخنمون دارد و در برخی رخنمونها، نشانههایی از میلونیتیشدن، دگرریختی پلاستیک شدید و رخداد ذوببخشی در آنها دیده میشوند (شکل 2). اندازة دانههای آنها متوسط تا درشت است و از دیدگاه ساختاری، تودهای و گنیسی هستند.
شکل ۲. تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از گرانولیتهای مافیک کمپلکس نیباز. A) رخداد صحرایی گرانولیت مافیک و درشتدانه نیباز. B، D، E، F) رخداد صحرایی و رابطه گنیس چشمی/میگماتیتی رخسارة گرانولیت و گرانولیتهای مافیک در محدودة نیباز؛ C) پیروکسنهای پورفیروبلاستیک در گرانولیت مافیک به ساخت گنیسی؛ D، E) رخداد گارنتهای پورفیروبلاستیک و لوکوسم در گرانولیت مافیک نیباز؛ F) رخداد صحرایی و ارتباط گرانولیت مافیک با فولیاسیون ضعیف و گنیس چشمی نیباز؛ G، H) تصویرهای میکروسکوپی گرانولیتهای مافیک نیباز. کوتهنوشتها برگرفته از وار (Warr, 2021).
Figure 2. Field photographs and photomicrographs of Neybaz mafic granulites. A) Field occurrence of massive and coarse-grained the Neybaz mafic granulite; B, D, E, F) Field occurrence and relationship of granulite-facies Migmatitic-/augen gneiss and mafic granulites of Neybaz; C) Porphyroblastic pyroxenes in the gneissose mafic Granulite of Neybaz; D, E) Occurrence of garnet porphyroblasts and leucosome in the Neybaz mafic granulite; F) Field occurrence and relationship of weakly foliated mafic granulite and augen gneiss of Neybaz; G, H) Photomicrographs of the studied mafic granulites. Abbreviations from Warr, 2021).
در مقیاس میکروسکوپی
گرانولیتهای نیباز بافت ناهمبعد گرانوبلاستیک دارند و از مجموعه کانیشناسی ارتوپیروکسن-کلینوپیروکسن-پلاژیوکلاز- آمفیبول ± گارنت ± بیوتیت± آپاتیت و کانیهای کدر ساخته شدهاند (شکلهای 2-G و 2-H). فابریک گنیسی در مقیاس میکروسکوپی نیز به بهصورت تناوب کانیهای فرومنیزین (پیروکسن و آمفیبول) و پلازیوکلازهای کشیده گسترش یافته است (شکل 2). نبود/پیشرفت اندک دگرگونی پسرونده در این گرانولیتها میتواند با مانع جنبشی در برابر آبگیریِ دوباره در ارتباط باشد (Semprich and Simpson, 2014).
روش انجام پژوهش
برای استخراج دادههای زمینشیمیایی واحدهای سنگی نیباز، 10 نمونه در آزمایشگاه شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما (تهران، ایران) با دستگاههای ICP-OES و ICP-MS تجزیه شد. برای بررسی محتوای اکسیدهای اصلی از روش ذوب قلیایی[3] بهکار برده شد. در این روش نمونهها با لیتیم متابورات ذوب شدند؛ سپس محصول ذوب با اسید نیتریک رقیق حل شد و محصول پایانی با دستگاه ICP-OES خوانش شد و غلظت اکسیدهای اصلی بهدست آورده شد. روش سنجش شیمیایی برای تعیین FeO و روش شیمیایی مرطوب برای تعیین میزان LOI[4] بهکار برده شدند. برای بهدستآوردن فراوانی عنصرهای فرعی و کمیاب، پس از انحلال به روش تجزیة چند اسیدی و بهکارگیری هضم مایکروویو[5]، محصول نهایی با دستگاه ICP-MS تجزیه شد و غلظت عنصرهای کمیاب بهدست آورده شد.
زمینشیمی
دادههای بهدستآمده از تجزیة زمینشیمیایی نمونههای سنگی معرف در جدولهای 1 و 2 آورده شدهاند. گسترة تغییرات در محتوای سیلیس (SiO2: wt%18/56 – 08/48) و تیتانیم (TiO2: wt%21/0 – 05/1) در این سنگها محدود است. در برابر، محتوای Al2O3 و گسترة تغییرات آن بسیار است (wt%81/14 – 35/24؛ میانگین: wt%60/17). این محتوای بالای Al2O3 برای نمونههای بررسی شدهای که ترکیب عنصرهای کمیاب مشابه بازالتهای جزیرههای کمانی (IAB) دارند به دلیل انباشتگی پلاژیوکلاز نیست؛ بلکه از ویژگیهای ذاتی مذابهای مادر است (Garrido et al., 2006). محتوای بالای Al2O3 از ویژگیهای ماگماهای کمانی تکاملیافته است (15 تا 20 درصدوزنی Al2O3 برای عدد Mg برابر 40 تا 50؛ مانند: Beard and Day, 1988)؛ زیرا محتوای کمابیش بالای H2O آنها از تبلور پلاژیوکلاز جلوگیری میکند (Müntener et al., 2001). بازالتهای پشتة میانی اقیانوسی (MORB) تکاملیافته برای همین بازة عدد Mg، بهطور چشمگیری محتوای Al2O3 کمتری دارند (Garrido et al., 2006). این نمونهها ترکیب غنی از CaO (wt%1/9 – 97/13) و MgO و FeOT متغیر (wt%90/1-18/10: FeOT و wt%54/0–42/10: MgO) دارند. محتوای K2O، Na2O و P2O5 نمونههای بررسی شده بهترتیب برابر با 15/0-83/0، 71/1-66/5 و 06/0-29/0 درصدوزنی است. LOI گرانولیتهای بررسیشده از 53/0 تا 76/1 در نوسان است که با حضور فازهای آبدار مانند آمفیبول و بیوتیت ارتباط دارد. مقدارهای کم LOI در سنگ کل[6] نشان میدهد فرایندهای آبگیریِ پس از ماگماتیسم/پس از دگرگونی و دگرسانی محدود بوده است (Smith and Humphries, 1998).
عدد Mg این گرانولیتها در بازة 70/33 تا 61/73 درصد در نوسان است. بازة گستردة عدد منیزیم در ترکیب سنگ کل نمونههای بررسیشده با بازة گستردة MgO و FeOToatal آنها همخوانی دارد. عدد منیزیم 3 نمونه از گرانولیتهای نیباز با عدد منیزیم ماگمای بازالتی اولیه (75-68Mg#=) همخوانی نشان میدهد (61/73، 47/73، 07/72Mg#=)؛ اما 2 نمونه به گروه Mg# بالا تعلق دارد (62/59، 66/53Mg#=). یک نمونه نیز در گروه تکامل یافته جای میگیرد (55/39Mg#=) (جدول 1). مقدارهای کم Mg# نسبت به ماگمای بازالتی اولیه (Mg# = 68~75) میتواند با درجة کمتر جدایش بلورینِ ماگمایی در ماگمای اولیه یا جدایش و تبلور کانیهای مافیکِ ماگما در ارتباط باشد (Dong et al., 2016)
این گروه تنوع گستردهای در محتوای عنصرهای کمیاب نشان میدهند: Rb (ppm14-35)، Ba (ppm70-162)، Sr (ppm8/166- 6/1064)، Zr (ppm9-36)، V(ppm6-227)، Nb (ppm<1 – 4/47)، Y (pmm7/15- 89) (جدول 2).
جدول 1. دادههای شیمیایی اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة wt%) و نسبتهای زمینشیمیایی برای گرانولیتهای مافیک نیباز.
Table 1. Major element oxide chemical data (in wt %) and geochemical ratios for Neybaz mafic granulites.
|
Sample ID |
KC-41 |
MQ-23-a |
KC-17 |
KC-07-B |
KC-07.c |
MV-TR |
KC-19 |
KC-14-b |
KC-03 |
NG-01 |
|
SiO2 |
52.16 |
52.79 |
48.54 |
48.08 |
48.99 |
56.18 |
51.75 |
50.71 |
49.40 |
53.60 |
|
Al2O3 |
20.29 |
17.65 |
15.47 |
16.12 |
14.81 |
16.43 |
21.00 |
24.35 |
20.24 |
16.23 |
|
CaO |
13.73 |
9.10 |
12.06 |
11.96 |
12.15 |
11.86 |
11.30 |
13.49 |
12.73 |
13.97 |
|
Fe2O3 |
3.08 |
8.38 |
9.77 |
8.22 |
11.31 |
3.66 |
5.25 |
2.11 |
5.17 |
4.05 |
|
K2O |
0.37 |
0.53 |
0.55 |
0.26 |
0.83 |
0.15 |
0.49 |
0.45 |
0.36 |
0.28 |
|
MgO |
2.64 |
4.41 |
9.01 |
10.42 |
7.59 |
4.61 |
2.48 |
0.54 |
5.48 |
4.74 |
|
MnO |
0.15 |
0.30 |
0.19 |
0.19 |
0.19 |
0.19 |
0.18 |
0.05 |
0.12 |
0.25 |
|
Na2O |
5.13 |
5.03 |
2.05 |
2.38 |
1.71 |
5.22 |
5.35 |
5.66 |
4.02 |
4.60 |
|
P2O5 |
0.23 |
0.20 |
0.09 |
0.06 |
0.11 |
0.14 |
0.25 |
0.29 |
0.18 |
0.17 |
|
SO3 |
0.20 |
0.09 |
0.19 |
0.17 |
0.21 |
< |
0.17 |
0.25 |
0.21 |
0.14 |
|
TiO2 |
0.63 |
0.99 |
0.58 |
0.41 |
0.75 |
0.77 |
0.60 |
0.21 |
0.31 |
1.05 |
|
LOI |
1.31 |
0.53 |
1.43 |
1.58 |
1.28 |
0.80 |
1.15 |
1.76 |
1.67 |
0.86 |
|
Mg# |
62.90 |
51.00 |
64.60 |
71.50 |
57.10 |
71.40 |
48.30 |
33.70 |
67.80 |
69.90 |
|
A/CNK |
0.57 |
0.66 |
0.63 |
0.59 |
0.56 |
0.54 |
0.67 |
0.68 |
0.66 |
0.54 |
|
A/NK |
2.30 |
2.00 |
4.09 |
3.90 |
5.45 |
1.85 |
2.25 |
2.49 |
2.89 |
2.06 |
|
C/FM |
2.36 |
0.76 |
0.62 |
0.59 |
0.66 |
1.32 |
1.58 |
6.03 |
1.14 |
1.48 |
|
A/MF |
1.91 |
0.81 |
0.44 |
0.44 |
0.44 |
1.01 |
1.62 |
5.99 |
0.99 |
0.95 |
تفاوتهای بارزی در محتوای عنصرهای سازگار Ni، Cr و Sc گرانولیتهای بررسی شدة با ماهیت تولهایتی (Ni: 164-211 ppm; Cr: 655-754 ppm; Sc: 38.6-42.6 ppm)، با آفینیتة کالکآلکالین (Ni: 13-36 ppm; Cr: 76-387 ppm; Sc: 9.3-18.5 ppm) و آلکالین (Ni: ˂1 ppm; Cr: 10 ppm; Sc: ˂0.5 ppm) دیده میشود (جدول 2). این تفاوتهای بارز در متحوای عنصرهای سازگار گرانولیتهای بررسی شده میتواند با درجه تفریق ماگمایی، ترکیب ناحیه خاستگاه و درجه ذوببخشی در ارتباط باشد.
جدول 2. دادههای شیمیایی عنصرهای فرعی (بر پایة ppm) و نسبتهای زمینشیمیایی برای گرانولیتهای مافیک نیباز.
Table 2. Trace elements chemical data (in ppm) and geochemical ratios for Neybaz mafic granulites.
|
Sample ID |
KC-41 |
MQ-23-a |
KC-17 |
KC-07-B |
KC-07.c |
MV-TR |
KC-19 |
KC-14-b |
KC-03 |
NG-01 |
|
Co |
4.05 |
8.7 |
35.8 |
29.6 |
42 |
4.2 |
5.55 |
2.4 |
16 |
5.7 |
|
Cu |
13.5 |
7 |
8.5 |
6 |
11 |
15 |
12 |
17 |
11.5 |
10 |
|
Pb |
<1 |
1 |
6.5 |
1 |
12 |
6 |
<1 |
<1 |
<1 |
5 |
|
Zn |
38 |
87 |
93.5 |
68 |
119 |
43 |
65 |
43 |
55.5 |
33 |
|
Cs |
6.6 |
0.6 |
˂0.5 |
<0.5 |
3.2 |
˂0.5 |
6.5 |
12.4 |
˂0.5 |
0.8 |
|
Ba |
71.5 |
85 |
126.5 |
91 |
162 |
76 |
77.5 |
70 |
80.5 |
73 |
|
Hf |
<0.5 |
1 |
1.05 |
0.7 |
1.4 |
1.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
1.1 |
|
Tl |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
0.4 |
0.3 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
|
Li |
15 |
19 |
11.5 |
9 |
14 |
16 |
15 |
11 |
10 |
19 |
|
Co |
4.05 |
8.7 |
35.8 |
29.6 |
42 |
4.2 |
5.55 |
2.4 |
16 |
5.7 |
|
Cu |
13.5 |
7 |
8.5 |
6 |
11 |
15 |
12 |
17 |
11.5 |
10 |
|
Pb |
<1 |
1 |
6.5 |
1 |
12 |
6 |
<1 |
<1 |
<1 |
5 |
|
Zn |
38 |
87 |
93.5 |
68 |
119 |
43 |
65 |
43 |
55.5 |
33 |
|
Cs |
6.6 |
0.6 |
˂0.5 |
<0.5 |
3.2 |
˂0.5 |
6.5 |
12.4 |
˂0.5 |
0.8 |
|
Ba |
71.5 |
85 |
126.5 |
91 |
162 |
76 |
77.5 |
70 |
80.5 |
73 |
|
Hf |
<0.5 |
1 |
1.05 |
0.7 |
1.4 |
1.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
1.1 |
|
Tl |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
0.4 |
0.3 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
|
Li |
15 |
19 |
11.5 |
9 |
14 |
16 |
15 |
11 |
10 |
19 |
|
Cr |
198.5 |
99 |
704.5 |
754 |
655 |
76 |
54.5 |
10 |
382 |
387 |
|
Ni |
<1 |
36 |
187.5 |
164 |
211 |
13 |
<1 |
<1 |
<1 |
17 |
|
Be |
14.2 |
17.3 |
1.05 |
1.1 |
1 |
18 |
15.4 |
13.5 |
7.3 |
14.9 |
|
Bi |
0.25 |
0.2 |
<0.1 |
<0.1 |
3 |
0.1 |
0.3 |
0.4 |
<0.1 |
0.1 |
|
Sn |
29.05 |
45.1 |
3.5 |
4.2 |
2.8 |
10.8 |
38.4 |
31.7 |
17.95 |
26.4 |
|
W |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
1 |
2.6 |
<1 |
<1 |
<1 |
3.6 |
|
As |
14 |
15.3 |
8.7 |
7.5 |
9.9 |
9.2 |
16.1 |
16.9 |
12.2 |
11.1 |
|
Rb |
33 |
34 |
29 |
30 |
28 |
14 |
32.5 |
31 |
30.5 |
35 |
|
Sc |
<0.5 |
18.5 |
40.6 |
38.6 |
42.6 |
9.3 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
13.5 |
|
Sr |
642.65 |
166.8 |
312.8 |
310.6 |
315 |
263 |
615.7 |
1064.6 |
687.6 |
220.7 |
|
Ta |
2.25 |
1.6 |
0.45 |
0.7 |
0.2 |
5.9 |
1.7 |
1.8 |
1.25 |
2.7 |
|
Th |
<0.1 |
14.1 |
<0.1 |
<0.1 |
1.8 |
13.5 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
7.5 |
|
U |
5.65 |
3.9 |
0.75 |
0.8 |
0.7 |
7.2 |
4.25 |
4.6 |
2.7 |
6.7 |
|
V |
45 |
154 |
198.5 |
170 |
227 |
61 |
80 |
6 |
88 |
84 |
|
Y |
53.55 |
51.8 |
18.3 |
15.7 |
20.9 |
86.5 |
34.95 |
18.1 |
16.9 |
89 |
|
Zr |
22.5 |
16 |
22 |
17 |
27 |
24 |
12.5 |
9 |
13 |
36 |
|
La |
27 |
53 |
7.5 |
6 |
9 |
29 |
37 |
21 |
13.5 |
33 |
|
Ce |
52.5 |
95 |
13.5 |
11 |
16 |
64 |
64 |
33 |
22 |
72 |
|
Pr |
<0.05 |
8.86 |
<0.05 |
<0.05 |
2.36 |
11.27 |
<0.05 |
<0.05 |
<0.05 |
8.19 |
|
Nd |
<0.5 |
36.3 |
<0.5 |
<0.5 |
11 |
44.4 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
37.7 |
|
Sm |
5.2 |
7.6 |
<0.1 |
<0.1 |
2.8 |
10.8 |
4.05 |
0.5 |
<0.1 |
9.9 |
|
Eu |
<0.1 |
1.31 |
0.43 |
0.11 |
0.75 |
1.94 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
2.04 |
|
Gd |
6.73 |
8.18 |
2.55 |
1.57 |
3.53 |
11.39 |
5.15 |
2.12 |
1.85 |
11.34 |
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Sample ID |
KC-41 |
MQ-23-a |
KC-17 |
KC-07-B |
KC-07.c |
MV-TR |
KC-19 |
KC-14-b |
KC-03 |
NG-01 |
|
Tb |
1.15 |
1.4 |
0.5 |
0.3 |
0.7 |
2.1 |
0.9 |
0.4 |
0.35 |
1.9 |
|
Dy |
8.3 |
8.7 |
2.95 |
2.3 |
3.6 |
13.6 |
5.9 |
3.1 |
2.7 |
13.5 |
|
Er |
5.45 |
6 |
2.05 |
1.9 |
2.2 |
8.3 |
4 |
2 |
1.95 |
8.9 |
|
Tm |
0.8 |
0.8 |
0.35 |
0.3 |
0.4 |
1.2 |
0.55 |
0.3 |
0.3 |
1.3 |
|
Yb |
4.89 |
5.32 |
2.21 |
2 |
2.41 |
8.23 |
3.39 |
1.46 |
1.73 |
8.31 |
|
Lu |
0.65 |
0.7 |
0.35 |
0.3 |
0.4 |
1.2 |
0.45 |
0.2 |
0.25 |
1.1 |
|
Ti |
3417 |
5424 |
3909 |
2221 |
5597 |
5855 |
3191.5 |
959 |
1590 |
5875 |
|
Nb |
38.85 |
<1 |
25.2 |
47.4 |
3 |
12.3 |
<1 |
44.2 |
45.8 |
33.5 |
|
Geochemical Ratios |
||||||||||
|
La/Sm |
5.19 |
6.97 |
NA |
NA |
3.21 |
2.69 |
9.14 |
42 |
NA |
3.33 |
|
Nb/Y |
0.73 |
NA |
1.38 |
3.02 |
0.14 |
0.14 |
NA |
2.44 |
2.71 |
0.38 |
|
Nb/Yb |
7.95 |
NA |
11.43 |
23.7 |
1.24 |
1.49 |
NA |
30.27 |
26.47 |
4.03 |
|
Th/Yb |
NA |
2.65 |
NA |
NA |
0.75 |
1.64 |
NA |
NA |
NA |
0.9 |
|
Zr/Y |
0.42 |
0.31 |
1.2 |
1.08 |
1.29 |
0.28 |
0.36 |
0.5 |
0.77 |
0.4 |
|
Ti/Y |
63.81 |
104.71 |
213.61 |
141.46 |
267.8 |
67.69 |
91.32 |
52.98 |
94.08 |
66.01 |
|
Nb/La |
1.44 |
NA |
3.36 |
7.9 |
0.33 |
0.42 |
NA |
2.1 |
3.39 |
1.02 |
|
La/Yb |
5.53 |
9.96 |
3.4 |
3 |
3.73 |
3.52 |
10.91 |
14.38 |
7.8 |
3.97 |
|
La/Nb |
0.69 |
NA |
0.3 |
0.13 |
3 |
2.36 |
NA |
0.48 |
0.29 |
0.99 |
|
Th/Nb |
NA |
NA |
NA |
NA |
0.6 |
1.1 |
NA |
NA |
NA |
0.22 |
|
Th/Zr |
NA |
0.88 |
NA |
NA |
0.07 |
0.56 |
NA |
NA |
NA |
0.21 |
|
ΣREE |
112.67 |
233.17 |
32.38 |
25.78 |
55.15 |
207.43 |
125.39 |
64.08 |
44.62 |
209.18 |
|
Eu/Eu* |
NA |
0.51 |
NA |
NA |
0.73 |
0.53 |
NA |
NA |
NA |
0.59 |
|
(La/Sm)N |
3.27 |
4.39 |
NA |
NA |
2.02 |
1.69 |
5.75 |
26.46 |
NA |
2.1 |
|
(La/Yb)N |
3.73 |
6.72 |
2.29 |
2.02 |
2.52 |
2.38 |
7.36 |
9.7 |
5.26 |
2.68 |
|
(Gd/Yb)N |
1.11 |
1.24 |
0.93 |
0.63 |
1.18 |
1.12 |
1.23 |
1.17 |
0.86 |
1.1 |
در نمودارهای هارکر، تغییرات اکسید عنصرهای اصلی و عنصرهای کمیاب در برابر MgO (بهعنوان شاخص جدایش بلورین ماگمایی) نمایش داده شده است (شکل 3). در این نمودارها، SiO2، CaO، TiO2، P2O5، Al2O3 و Y با MgO همبستگی منفی دارند و Cr و Ni همبستگی مثبت نشان میدهند.
نمودارهای شکل ۴ رابطة عدد منیزیم (Mg#) و عنصرهای سازگار کروم (Cr) و نیکل (Ni) را نشان میدهند. دادهها آشکارا همبستگی مثبت نشان میدهند؛ بهگونهایکه مقدارهای بالاتر Cr و Ni با Mg# بالاتر همخوانی دارند. این روند شناختهشده زمینشیمیایی، ویژگی جدایش بلورین ماگمایی است. در مراحل آغازین سردشدن و تبلور ماگما، عنصرهای سازگار مانند Ni و Cr بهصورت ترجیحی در کانیهای فرومنیزیمدار مانند الیوین و پیروکسن جای میگیرند. حذف این بلورها از مذاب به کاهش تدریجی غلظتهای Ni و Cr در مایع بجامانده میانجامد که کاهش Mg# مذاب بازتابی از آن است. بنابراین، این همبستگی بهشدت نشان میدهد تبلوربخشی فرایند کلیدی در تکامل مذابهای اولیه این سنگها بوده است. نامتحرکبودن Ni و Cr در شرایط دگرگونی با درجة بالا (Treloar, 1987)، از این نتیجهگیری پشتیبانی میکند و نشان میدهد ویژگیهای زمینشیمیایی دیدهشده، ویژگی اولیه سنگ مادر هستند و بهطور چشمگیری با دگرگونیهای بعدی تغییر نکردهاند.
نمونهها در نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2، در موقعیت بازالت سابآلکالی و آندزیت جای دارند (شکل 5-A). در نمودار Nb/Y در برابر Zr/Ti، مگر یک نمونه که ترکیب آلکالیبازالتی دارد، دیگر نمونهها ترکیب بازالتی نشان میدهند (شکل 5-B). در نمودار سهتایی (FeOT+TiO2)-Al2O3-MgO، دو نمونه در بازة ترکیبی بازالتهای تولهایتی منیزیم بالا، سه نمونه در بازة ترکیبی آندزیت تا بازالت و یک نمونه در بازة ترکیبی ریولیت جای گرفتهاند (شکل 5-C).
شکل 3. نمودار پراکندگی محتوای اکسید عنصرهای اصلی و عنصرهای فرعی در برابر محتوای MgO برای گرانولیتهای نیباز.
Figure 3. Projection of major and trace elements contents versus MgO Content for Neybaz granulites.
گرانولیتهای مافیک محتوای کل REE بالا و از 78/25 تا 17/233 ppm (میانگین: ppm 46/132) در نوسان است (جدول 2). محتوای LREEs (میانگین: ppm61/105) بیشتر از HREE (میانگین: ppm87/10) است (جدول 2). نسبتهای REE نمونهها شامل N(La/Sm)، N(La/Yb) و N(Gd/Yb) بهترتیب 69/1 تا 39/4 (مگر یک نمونه با نسبت La/Sm برابر با 42/26)، 02/2 تا 68/2 (مگر دو نمونه با نسبت La/Yb برابر با 72/6 تا 70/9)، 63/0 تا 24/1 است (ترکیب پیشنهادیِ باینتون (Boynton, 1984) برای کندریت در بهنجارسازی بهکار رفته است).
شکل 4. نمودار پراکندگی محتوایMg# در برابر محتوای Cr و Ni برای گرانولیتهای نیباز.
Figure 4. Projection of Mg# Content versus Cr and Ni contents as an evolution index for Neybaz granulites.
شکل 5. نمودارهای ردهبندی زمینشیمیایی. A) نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر Zr/Ti (پس از: Pearce, 1996)؛ C) نمودار (FeOT+TiO2)-Al2O3-MgO (Jensen, 1976).
Figure 5. Geochemical classification diagrams: A) Zr/TiO2 versus SiO2 (wt%) diagram of Winchester and Floyd (1977); B) Nb/Y versus Zr/Ti diagram (after Pearce, 1996); C) (FeOT+TiO2)–Al2O3–MgO diagram of Jensen (1976).
در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت پیشنهادِ باینتون (Boynton, 1984)، همة نمونهها روندی کمابیش هموار با ناهنجاری منفی Eu (Eu/Eu*: 51/0 تا 73/0) را نشان میدهند (شکل 6-A). در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 6-B؛ McDonough and Sun, 1995)، عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE: Rb, K, Sr, Ba, U, Ce, Pb)، الگوی یکنواختی ندارند و غنیشدگی/تهیشدگی نشان میدهند. در این نمودار، K و Pb در برخی نمونهها، ناهنجاری مثبت و در برخی دیگر ناهنجاری منفی نشان دهند. همچنین، اندازه ناهنجاریهای مثبت و منفی این دو عنصر مستقل از هم است. Sr نیز رفتار یکنواختی ندارد؛ بهگونهایکه هم ناهنجاری مثبت و هم ناهنجاری منفی اندک نشان میدهد. از سوی دیگر، Ba در همة نمونهها یک ناهنجاری منفی آشکار نشان میدهد. این ناهنجاری برجسته در غنیشدگی LILE احتمالاً تأثیرات پوسته را نشان میدهد. عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE: Nb, Yb, Zr, Ti, Yb)، الگوی کاهشی با ناهنجاری بارز Nb، Zr و Ti را نشان میدهند. بیشتر نمونهها ناهنجاریهای Nb نسبت به Th و La نشان میدهند؛ اما دو نمونه با Nb بهنجارشدة کمتر از Th و بیشتر از La مشخص میشوند. در همة نمونهها Zr ناهنجاری منفی با شدت متفاوت نشان میدهد. P ناهنجاری منفی اندک نشان میدهد. محتوای Ti متغیر است و ناهنجاری منفی/بدون ناهنجاری بارز است.
شکل 6. نمودارهای عنکبوتی برای گرانولیتهای مافیک نیباز. A) الگوهای عنصرهای کمیاب خاکی (REE) بهنجارشده به ترکیب کندریت (ترکیب کندریت برگرفته از بوینتون (Boynton, 1984))؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (ترکیب گوشتة اولیه برگرفته از مکدوناف و سان (McDonough and Sun, 1995)).
Figure 6. Spider plots for Neybaz mafic granulites: A) Chondrite normalized REE diagram (Normalization values after Boynton (1984)); B) Primitive mantle-normalized spider diagram (Normalization values after McDonough and Sun (1995)).
بحث
محیط زمینساختی
زمینشیمی عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ کل در گرانولیتها، بههمراه نمودارهای تمایز زمینساختی ابزاری کارآمد در شناسایی محیطهای زمینشناسی و فرایندهای مسئول پیدایش آنهاست (Cui et al., 2021).
محیط زمینساختی گرانولیتهای مافیک بر پایة نمودارهای تفکیک زمینساختی برای سنگهای بازالتی مشخص شده است. نمونههای نیباز بسته به نمودار تمایز محیط زمینساختی در موقعیتهای گوناگونی رسم شدهاند (شکل 7). در نمودار تمایز محیط زمینساختی Nb/Yb در برابر Th/Yb، همة نمونهها بالاتر از آرایة MORB-OIB رسم میشوند (شکل 7-A). بازالتهای مرتبط با پهنههای فرورانش، بازالتهای آلکالن و بازالتهای آلوده به پوسته که مقدار خوبی از اجزای پوستة بازیافتی را در خود دارند، در نمودارهای تفکیک زمینشیمیایی، بالاتر از آرایه MORB-OIB جای میگیرند (Roy et al., 2025). در نمودار تفکیک محیط زمینساختی Ti/1000 در برابر V نمونهها در موقعیتهای IAT[7]، MORB[8] و OFB[9] رسم میشوند (شکل 7-B). در نمودار تمایز محیط زمینساختی Zr/Y در برابر Ti/Y (شکل 7-C) که بازالتهای حاشیه پلیت را از بازالتهای درون پلیت متمایز میکند همة گرانولیتهای مافیک نیباز در موقعیت بازالتهای حاشیه پلیت رسم میشوند. در نمودار تمایز محیط زمینساختی Cr در برابر Y (شکل 7-D؛ پس از Pearce (1982))، نمونههای بررسی شده در موقعیتهای MORB و IAT رسم میشوند. همچنین، برخی نمونه با موقعیت BSA[10] همپوشانی دارند (شکل 7-D). در نمودار سهتایی تمایز محیط زمینساختی FeOT-MgO-Al2O3 (شکل 7-E؛ Pearce et al., 1977)، در موقعیتهای کوهزایی[11] و بستر و پشته اقیانوسی[12] رسم میشوند. در نمودار سهتایی تمایز محیط زمینساختی 10MnO–TiO2-10P2O5، نمونههای مافیک در محدودة CAB[13]، IAT، BON[14] جای میگیرند (شکل 7-F). در نمودار تمایز ژئوتکتونیکی Nb/La در برابر La/Yb (شکل 7-G)، نمونههای بررسی شده در دو موقعیت مورب/جزیرههای اقیانوسی و کمانی (قارهای/آلکالن) رسم میشوند. در نمودار تمایز محیط زمینساختی Nb/La در برابر Nb (شکل 7-H) که بازالتهای آنورژنیک (غیرکوهزایی) را از بازالتهای کمانی تفکیک میکند، نمونههای مافیک نیباز در دو گروه بازالتهای غیرکوهزایی با نسبت Nb/La بیشتر از 1 (Nb/La: 63/1 تا 34/1) و بازالتهای کمانی با نسبت Nb/La کمتر از 1 (Nb/La: 33/0 تا 63/0) جای میگیرند. در نمودار تمایز محیط زمینساختی Th/Nb در برابر La/Nb (شکل 7-I) که بازالتهای غیرکوهزایی (آناوروژنیک) که از گوشتة بالایی تهیشده (MORB) با مقدارهای کم Th/Nb (اغلب < 1/0) خاستگاه میگیرند، را از بازالتهای کمانی که مؤلفه رسوبی قارهای دارند (نسبت Th/La برابر با 1/0 تا 3/0) استفاده میشود. نسبتهای Th/La گرانولیتهای نیباز (Th/La: 20/0 تا 46/0) با خاستگاه بازالتهای کمانی همخوانی دارد.
سنگزایی
هدف این بررسی ارائه دادههای زمینشیمیایی جدید، همراه با مشاهدات سنگشناسی و صحرایی برای تعیین خاستگاه و تاریخچة تکاملی گرانولیتهای مافیک در هستة بلورین کمپلکس نیباز است. برداشتهای صحرایی نشان میدهند این گرانولیتها دچار دگرریختی در مقیاس بزرگ شدهاند. این دگرریختی شامل ساختارهای میلونیتی، بلورهای کشیده شده و پورفیروبلاستهایی است که تنوع ترکیبی از مافیک تا فلسیک را در مقیاسهای مختلف نشان میدهند. بررسیهای سنگشناسی نشان میدهند گرانولیتهای مافیک بافتهای گرانوبلاستیک از دگرگونیهای با درجه بالا دارند.
شکل 7. نمودارهای تمایز محیط زمینساختی برای گرانولیتهای مافیک نیباز. A) نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 2008)؛ B) نمودار Ti/1000 در برابر V (Shervais, 1982)؛ C) نمودار Ti/Y در برابر Zr/Y (Pearce and Gale, 1977)؛ D) نمودار Y در برابر Cr (پس از: Pearce, 1982)؛ E) نمودار FeOT-MgO-Al2O3 (Pearce et al., 1977)؛ F) نمودار 10MnO-TiO2-10P2O5 (Mullen, 1983)؛ G) نمودار La/Yb در برابر Nb/La (Hollocher et al., 2012)؛ H) نمودار در Nb برابر Nb/La (Xia and Li, 2019) برای تمایز بازالتهای آنورژنیک از بازالتهای کمانی؛ I) نمودار La/Nb در برابر Th/Nb (Plank, 2005). بازالتهای مورب با نسبتهای بسیار کم Th/Nb مشخص میشوند؛ اما بازالتهای کمانی بهطور کلی مقادیر بالای از نسبت یادشده نشان میدهند (IAT: تولهایت جزیرههای کمانی؛ MORB: بازالت پشتة میاناقیانوسی؛ WPB: بازالت درونصفحهای؛ OFB: بازالت کف اقیانوسی؛ OIA: آلکالیبازالت جزیرههای اقیانوسی؛ OIT: تولهایت جزیرههای اقیانوسی؛ CAB: بازالت کالکآلکالن؛ OIB: بازالت جزیرههای اقیانوسی؛ Bon: بونینیت؛ BSA: بازالتهای سابآلکالن پساکمانی/ پهنة پشت کمانی).
Figure 7. Tectonic discrimination diagrams for Neybaz mafic granulites. A) Nb/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 2008); B) Ti/1000 versus V diagram (Shervais, 1982); C) Ti/Y versus Zr/Y diagram (Pearce and Gale, 1977); D) Y versus Cr discrimination diagram (after Pearce, 1982); E) FeOT-MgO-Al2O3 diagram of Pearce et al (1977); F) 10MnO-TiO2-10P2O5 diagram of Mullen (1983); G) La/Yb versus Nb/La diagram of Hollocher et al (2012); H) Nb versus Nb/La diagram of Xia and Li (2019) for discriminating anorogenic and arc basalts; I) La/Nb versus Th/Nb diagram (Plank, 2005). MORB basalt is characterized by very low Th/Nb ratios, while arc basalts generally show elevated ratios (Abbreviations: IAT: Island Arc Tholeiite; MORB: Mid Ocean Ridge Basalt; WPB: Within-Plate-Basalt; OFB: Ocean Floor Basalt; OIA: Ocean Island Alkali-basalt; OIT: Ocean Island Tholeiite; CAB: Calc Alkali Basalt; OIB: Oceanic Island Basalt; Bon: Boninite; BSA: Back‑arc Sub‑alkaline basalt).
از آنجاییکه گرانولیتهای بررسیشده دچار دگرگونی شدید شدهاند روشهای زمینشیمیایی برای بازسازی سنگ مادر آنها بهکار برده شدهاند. سنگ مادر گرانولیتهای مافیک نیباز طیفی از بازالت تا دیوریت با ماهیت تولهایتی، آلکالن و کالکآلکالن است (شکل 5). افزونبر این، یک روند تکاملی پایدار برای مجموعه متابازیتهای نیباز (بیشتر گابرو/بازالت) به همبستگی نیکل (Ni) و کروم (Cr) با Mg# (شکل ۴) میانجامد.
نیکل و کروم نسبت به تیتانیم (Ti) (از متحرکترین عنصرها در پوستة زیرین؛ مانند: Rollinson and Pease, 2021) نه افزایش مییابند و نه کاهش مییابند که این ویژگی گویای اطلاعاتی دربارة سرشت سنگهای اولیه است.
در نمودار SiO2 در برابر TiO2 (Tarney, 1976) که سنگ مادر آذرین و رسوبی را از هم تفکیک میکند همة گرانولیتهای مافیک نیباز در محدودة سنگهای آذرین دگرگونشده رسم میشوند (شکل 8). همچنین، ارتباط نزدیک گرانولیتهای بررسیشده با گنیسهای میزبان آنها که سنگ مادر متابازالتی/متاتونالیتی و متاگریوکی دارند (گنیسها در اینجا آورده نشدهاند)، نشاندهندة خاستگاه آنها از مرز صفحههای فعال است. این دیدگاه با دادههای زمینشیمیایی سنگ کل تأیید میشود. با حذف عنصرهایی که در هنگام دگرگونی متحرک بودند (Cs, Rb, Ba, K, Pb, Sr, U). غلظت دیگر عنصرهای در بیشتر متابازیتها با خاستگاه آنها از تولهایتهای جزیرههای کمانی، بازالتهای پهنة پشتکمانی یا بازالتهای کالکآلکالن سازگار است. تنها برخی از نمونهها سنگ مادرMORB دارند.
مقدارهای بهنسبت بالای عنصرهای سازگار در دو نمونه با سرشت تولهایتی میتواند با فراوانی بالای پیروکسن و درجة کم جدایش بلورین در ارتباط باشد؛ اما مقدارهای بسیار کم عنصرهای سازگار در گرانولیتهای با سرشت آلکالن/کالکآلکالن بررسیشده (کمتر از مقدارهای ماگمای بازالتی اولیه) نشان میدهد سنگ مادر بهجای پیدایش مستقیم از ماگمای اولیه، دچار فرایندهای تبلور و جدایش شدهاند (Zhang et al., 2024).
الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب (REE) بهنجارشده به ترکیب کندریت، غنیشدگی در LREE و الگوی کمابیش هموار در HREE را نشان میدهند (شکل 6-A). ناهنجاری منفی Eu در نمودار REE بهنجارشده به ترکیب کندریت برای گرانولیتهای نیباز، گواهی بر جدایش پلاژیوکلاز از ماگمای مادر است. همچنین، الگوی هموار در HREE و غنیشدگی LREE نشاندهندة نبود گارنت در خاستگاه گوشتهای است؛ زیرا HREE در ساختار گارنت سازگار است و ضرایب توزیع بالایی میان گارنت و مذاب دارد. از سوی دیگر، الگوی کمابیش هموار REE برای برخی نمونهها چهبسا نشاندهندة این است که آنها از منابعی کمابیش غنینشده و از طریق درجات بالاتری از ذوببخشی، با تفکیک کم فازهای مافیک، بهدست آمدهاند (Yellappa et al., 2014).
نمودار عنکبوتی بهنجارشده به گوشتة اولیه (شکل 6-B)، غنیشدگی چشمگسیر Rb، Cs، Pb، K، U و ناهنجاریهای منفی Nb و Ti بههمراه شیب منفی نمودار و غنیشدگی LILE نسبت به HFSE میتواند با ویژگیهای زمینشیمیایی محیطهای کمانی در ارتباط باشد که پیدایش آنها با گوشتة سنگکرهای دگرنهادشده، فرورانش، حاشیههای فعال قارهای و همچنین، هضم/آلودگی ماگما توسط پوستة قارهای مرتبط است (Temizel and Arslan, 2008; Kurt et al., 2008; Zulkarnain, 2009; Kuscu and Geneli, 2010; Zheng, 2019). نسبت بالای LILE به HFSE در نمونههای مورد بررسی میتواند با غنیشدگی منطقه فرورانش و/یا آلودگی پوستهای ناحیه خاستگاه در ارتباط باشد (Arvin and Rostami, 2000).
عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) شامل Nb، Yb، Zr Ti و Y، الگوی زمینشیمیایی ویژهای را در نمونههای مافیک بررسیشده نشان میدهند. نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، الگوی کاهشی در این عنصرها را با ناهنجاریهای بارز در Nb، Zr، و Ti نشان میدهند. این ناهنجاریهای منفی Nb بههمراه رفتار متغیر Zr و Ti، از ویژگیهای رایج بازالتهای کوهزایی مانند تولهایتهای جزیرههای کمانی (IAT) یا بازالتهای کالکآلکالن (CAB) هستند (Schmidt and Jagoutz, 2017). این ویژگیها، با فرایندهای زمینشیمیایی در یک محیط فعال، مانند فرورانش، و تأثیر کانیهای خاص مانند روتیل در ناحیة خاستگاه در ارتباط است.
با توجه به نمودارهای بهنجارشده نمونههای بررسیشده (شکل 6-B)، ناهنجاری منفی Ba را میتوان پیامد کمبود پلاژیوکلاز و بیوتیت در سنگ خاستگاه مذاب آنها دانست. این در حالی است که ناهنجاری منفی Ti و Nb به نبود یا کمبود کانیهای آمفیبول و ایلمنیت در سنگ خاستگاه و گرایش این کانیها در نگهداشتن عنصرهای HFSE و تهیشدگی این عنصرها در مذاب بخشی مربوط است (مانند: Ratajeski et al., 2005). ناهنجاری مثبت Pb نسبت به ترکیب گوشتة اولیه، میتواند با دگرنهادشدن گوة گوشتهای توسط سیالهای آزادشده از پوستة فرورونده یا آلایش ماگمایی با پوستة قارهای در ارتباط باشد (Srivastava and Singh, 2004).
شکل 8. نمودار SiO2 در برابر TiO2 (Tarney, 1976).
Figure 8. SiO2 versus TiO2 diagram (Tarney, 1976).
نسبتهای Nb/La و Ti/Zr نمونههای بررسیشده Nb/La (63/1- 33/0) و Ti/Zr (00/339- 65/130) (جدول 2) نیز نشان میدهد هر دوی منابع گوشتهای و پوستهای در پیدایش سنگ مادر سنگهای بلورین یادشده سهیم بودهاند (Woodhead and Johnson, 1993).
نسبتهای REE N(La/Sm)، N(La/Yb) و N(Gd/Yb) نمونههای بررسیشده بهترتیب 69/1 تا 39/4 (مگر یک نمونه با نسبت La/Sm برابر با 42/26)، 02/2 تا 68/2 (مگر دو نمونه با نسبت La/Yb برابر با 72/6 تا 70/9)، 63/0 تا 24/1 است (مقدارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)). مقدارهای کم این نسبتها گواهی بر جدایش کم عنصرهای کمیاب خاکی سنگین (HREE) و ذوببخشی گوشتهای در میدان پایداری اسپینل است (Lai et al., 2012; Manikyamba et al., 2014)؛ اما مقدارهای بالاتر این نسبتها میتواند با ذوببخشی گوشتهای در میدان پایداری گارنت در ارتباط باشد. رسم نمودار دوتایی Ce در برابر Nd (شکل 9-A) نشان میدهد گرانولیتهای با مقدار Ce بیشتر محصول ذوببخشی درجه کم (7-8%) است؛ اما نمونههای با محتوای بالای Ce از درجات بالای ذوببخشی (28%) حاصل شدهاند. نمودار La در برابر La/Sm (شکل 9-C)، نشان میدهد گرانولیتهای مافیک نیباز از منابع گوشتهای مختلط، درجات ذوببخشی متفاوت و در گسترة پایداری گارنت لرزولیت و اسپینل لرزولیت پدید آمدهاند. نمودار Nb/La در برابر La/Yb (شکل 10-A)، نشان میدهد گرانولیتهای مافیک نیباز از منابع گوشتهای گوناگونی، شامل سنگکرهای، سستکرهای و ترکیبی از آنها، خاستگاه گرفتهاند. در نمودارهای Nb/Zr در برابر Th/Zr (شکل 10-B) و Rb/Y در برابر Nb/Y (شکل 10-C)، نمونههای گرانولیتهای نیباز روند غنیشدگی ناشی از ذوب و سیال را نشان میدهند (با نسبتهای Nb/Th: 90/5- 66/1 و Rb/Nb: 30/9- 30/0).
کراتونیشدن جزیرههای کمانی
الگوهای زمینشیمیایی سنگهای گرانولیتی مافیک، شواهد قوی برای بازسازی جایگاه زمینساختی آنها فراهم میکند. الگوهای عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) که شامل ناهنجاریهای منفی Nb و Ti هستند، بهویژه در ترکیب با غنیشدگی عنصرهای لیتوفیل با یون بزرگ (LILE)، بهطور قوی با محیطهای جزیرههای کمانی و حاشیههای فعال همخوانی دارد. این ویژگیها بهعنوان شاخصهای کلاسیک ماگماهای پهنههای فرورانش شناخته میشوند و نشاندهندة این است که سنگ مادر این گرانولیتها در یک محیط کمانی پدید آمده است. این یافتهها، همراه با دیگر شواهد سنگشناسی، از الگوی تکاملی کراتونیشدن نوع جزیرههای کمانی برای پیسنگ پرکامبرین این بخش از ایران مرکزی پیروی میکند. تفسیر دادههای زمینشیمیایی گرانولیتهای مافیک کمپلکس نیباز نشان میدهد سنگ مادر این سنگها ویژگیهای ماگمایی متنوعی مانند سریهای تولهایتی، آلکالی و کالک-آلکالی دارند. این تنوع، گویای منبع گوشتهای ناهمگن و تاریخچة زمینساختی پیچیده است.
شکل ۹. A) نمودار Nd در برابر Ce. منحنی ذوببخشی محاسبهشده از احمد و تارنی (Ahmad and Tarney, 1991)؛ B) نمودار (La/Sm)N در برابر (Tb/Yb)N (بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995). مرز میان محصولات ذوب غالب اسپینل و گارنت لرزولیت از وانگ و همکاران (Wang et al., 2002)؛ C) La (بر پایة ppm) در برابر La/Sm (Aldanmaz et al., 2000).
Figure 9. A) Nd versus Ce plot. Calculated partial melting curve is after Ahmad and Tarney (1991); B) (La/Sm)N versus (Tb/Yb)N diagram (normalized to primitive mantle values of McDonough and Sun, 1995). The boundary between products of spinel- and garnet-dominated melting is from Wang et al., (2002) and references therein; C) La (in ppm) versus La/Sm plot (Aldanmaz et al., 2000).
نمودارهای تمایزمحیط زمینساختی نشان میدهند سنگ مادر این سنگها با محیطهای مرز صفحهای مرتبط بودهاند. با این حال، این نمودارها نمیتوانند بهطور دقیق مشخص کنند آیا این محیطها همگرا بودهاند یا واگرا؛ زیرا نمونهها هم ویژگیهای جزیرههای کمانی و هم پشتة میان اقیانوسی را نشان میدهند (شکل 6).
تنوع گسترده در موقعیتهای زمینساختی گرانولیتهای مافیک نیباز در نمودارهای تمایز زمینشیمیایی، از ویژگیهای متضاد MORB و درونصفحهای گرفته تا ویژگیهای شاخص کمانهای قارهای، گویای یک تاریخچة زمینشناسی پیچیده و چندمرحلهای است که نمیتوان آن را به یک محیط زمینساختی ساده نسبت داد. دلیل اصلی این تنوع، پیدایش این سنگها در یک سیستم حاشیة فعال قارهای[15] یا یک محیط کمان-پشتکمان[16] است؛ جاییکه فعل و انفعالات شدیدی میان خاستگاه گوشتهای، فرایندهای فرورانش و پوستة قارهای وجود دارد (Pearce and Stern, 2006).
شکل 10. نمودارهای تمایزی برای شناسایی خاستگاه گوشته گرانولیتهای مافیک نیباز. A) نمودار La/Yb در برابر Nb/La (Smith et al., 1999; Abdel-Rahman and Nasar, 2004)؛ B) نمودار Th/Zr در برابر Nb/Zr (after Zhao and Zhou, 2007)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y.
Figure 10. Discrimination diagrams to identify the source mantle for the Neybaz mafic granulites. A) Nb/La versus La/Yb diagram (Smith et al., 1999; Abdel-Rahman and Nasar, 2004); B) Nb/Zr versus Th/Zr diagram (after Zhao and Zhou, 2007); C) Nb/Y versus Rb/Y diagram.
جایگرفتن نمونهها بالاتر از آرایة MORB-OIB در نمودار Nb/Yb-Th/Yb و نسبتهای بالای Th/La (46/0- 20/0) بهروشنی نشاندهندة ورود مؤلفههای پوستهای یا رسوبات حاصل از فرورانش به منبع مذاب است. این پدیده باعث میشود سنگهایی که به ذات خاستگاه گوشتهای دارند، ویژگیهای کمانی[17] از خود نشان دهند (Pearce, 2008). از سوی دیگر، حضور نمونههایی با ویژگیهای MORB و محیطهای غیرکوهزایی[18] در کنار نمونههای کمانی نشاندهندة ناهمگنی در خاستگاه گوشتهای است؛ بهگونهایکه بخشهایی از گوشته تحتتأثیر سیالات فرورانش غنی شدهاند؛ اما بخشهای دیگر ویژگیهای تهیشدة گوشتة بالایی را حفظ کردهاند (Hollocher et al., 2012).
همچنین، نوسان نسبت Nb/La (از مقدارهای کمتر از 1 تا بیشتر از 1) میتواند یا گویای گذار زمینساختی از محیط کششی (مانند پشتکمان یا کافتش اولیه) به محیطی فشارشی کوهزایی باشد، یا گویای درجات مختلف آلودگی پوستهای در هنگام بالاآمدن ماگما از میان پوستة ضخیم قارهای باشد (Xia and Li, 2019). در سنگهای دگرگونی درجه بالا مانند گرانولیتها، فرایندهای ذوببخشی و واکنشهای کانیشناسی در رخسارههای بالا نیز میتوانند بر توزیع عنصرهای نیمهمتحرک تأثیر بگذارد و به پراکندگی نقاط در نمودارهای تمایز بیانجامد (Cui et al., 2021). ازاینرو، این تنوع زمینشیمیایی در نیباز، بازتابی از یک محیط زمینساختی گذار است که در آن ویژگیهای خاستگاه گوشتهای تهیشده با اثرات دگرنهادی پهنة فرورانش و هضم پوستة قارهای در هم آمیخته شده است (Roy et al., 2025; Shervais, 1982).
دادههای زمینشیمیایی بهروشنی نشان میدهند سنگ مادر این سنگها از محیطهای زمینساختی گوناگونی مانند MORB، کمان جزیرهای و برخوردی سرچشمه گرفتهاند. این یافتهها بهطور منسجم یک تاریخچة تکاملی را روایت میکنند: ویژگیهای MORB و آلکالی چهبسا نشاندهندة مراحل آغازین کافتشدگی و بازشدن پهنههای اقیانوسی باشند. با بستهشدن این پهنهها، فرایند فرورانش آغاز شده است که به پیدایش یک جزیره کمانی با ویژگیهای تولهایتی، تهیشدگی در HFSE و غنیشدگی در LILE انجامیده است. با ادامه فرورانش، این کمان به کمانی قارهای با ویژگیهای کالک-آلکالی تبدیل شده است و سرانجام به فاز کوهزایی (اوروژنی) و دگرگونی با درجة بالا ختم شده است.
شرایط ذوب و خاستگاه سنگ مادر نیز از این الگو پشتیبانی میکنند. نمودارها نشان میدهند ذوببخشی در ژرفاهای گوناگون گوشته رخ داده است و نمونهها هم در محدوده پریدوتیت اسپینل (ژرفای کم) و هم در محدودة پریدوتیت گارنت (ژرفای بسیار) جای دارند. این امر میتواند پیامد یک فرایند ذوب چندمرحلهای در طول فرورانش باشد. افزونبر این، گرانولیتهای نیباز از سنگ مادرهای دوگانه (آذرین و رسوبی) ساخته شدهاند. این ترکیب با فرایند کراتونیشدن از نوع جزیرههای کمانی که در آن مواد آتشفشانی و رسوبی در یک حاشیة فعال انباشته میشوند، کاملاً همخوانی دارد.
سرانجام همة این ویژگیهای زمینشیمیایی و سنگشناسی از یک الگوی تکاملی پشتیبانی میکنند که شامل کراتونیشدن از نوع جزیرههای کمانی است (Nadimi, 2007). این الگو بهخوبی فرایندهای فرورانش، برخورد قارهای و ترکیب پیچیده سنگهای نخستین را توضیح میدهد که سرانجام به پیدایش پیسنگ پرکامبرین در این بخش از خردهقاره ایران مرکزی انجامیده است.
الگوهای زمینشیمیایی، بهویژه غنیشدگی در عنصرهای LILE (عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون) و ناهنجاریهای منفی Nb و Ti، بهطور قوی با محیطهای کمان جزیرهای همخوانی دارد. این الگوها در سنگهای پرکامبرین، شواهدی از فرایندهای کراتونیشدن در محیطهای حاشیه فعال دانسته میشوند (Kröner et al., 1991; Hawa et al., 2021). این یافتهها بهطور منسجم با الگوی تکاملی دیوی و برد (Dewey and Bird, 1970) همخوانی دارد. در این الگو، برخورد قارهای در پی بستهشدن پهنههای اقیانوسی و فرورانش، به دگرگونی ناحیهای و پیدایش پیسنگهای بلورین میانجامد. دگرگونی درجه بالای گرانولیتهای مافیک در هستة بلورین کمپلکس نیباز، میتواند با رژیمهای زمینساختی فشاری در هنگام رخداد فازهای برخوردی پالئو- تا نئوپروتروزوییک در گسترة باختری خردقارة ایران مرکزی در ارتباط باشد. این یافتهها با الگوی ژئودینامیکی پیشنهادیِ ندیمی (Nadimi, 2007) برای پیسنگ پرکامبرین ایران مرکزی در منطقة ساغند (کراتونیشدن نوع جزیرههای کمانی) همخوانی دارد. ندیمی (Nadimi, 2007) حضور کمربندهای گریناستون، پهنههای دیرینهدرز و سنگهای افیولیتی در پیرامون سازند چاپدونی (در امتداد گسلهای پیسنگی پشتبادام و چاتک-نیباز) را گواهی از کراتونیشدن از نوع جزیرههای کمانی دانسته است.
برداشت
بر پایة بررسیهای صحرایی، سنگشناسی و زمینشیمیایی روی سنگهای مافیک دگرگونشده در هستة بلورین کمپلکس نیباز روشن شد گرانولیتهای گارنت/پیروکسن سنگ مادر بازالتی تا آندزیتی با ترکیب متاآلومینوس داشتهاند. این سنگها از دیدگاه زمینشیمیایی با غنیشدگی در عنصرهای LILE و LREE و تهیشدگی عنصرهای HFSE شناخته میشوند.
بررسیهای زمینشیمیایی نشان میدهند ماگمای مادر گرانولیتهای نیباز از ذوببخشی درجه پایین تا بالای اسپینل لرزولیت و گارنت لرزولیت پدید آمده است و از منابع مختلط گوشتهای خاستگاه گرفته است. این ویژگیها بهخوبی نشاندهندة پیدایش سنگ مادر گرانولیتها در محیط کمان جزیرهای هستند. این یافتهها، رویداد دگرگونی ناحیهای در منطقة ساغند را به فازهای برخوردی در دورههای پالئو- تا نئوپروتروزوییک (مانند رویداد چاپدونین/کادومین) مرتبط میسازند.
در این بررسی، یک الگوی دو مرحلهای برای تکامل گرانولیتهای مافیک نیباز پیشنهاد شده است: مرحلة نخست که در آن بازالت و آندزیت کالکآلکالن با وابستگی به جزیرههای کمانی به لایهای ژرفتر از پوسته فرورانش کرده است و دچار دگرگونی در رخسارة گرانولیت شده است و گرانولیت مافیک را پدید آورده است. پس از آن، مرحلة بعدی که در آن این سیستم با راندگی در پایان دوران پالئوزوییک به پوستة بالایی برونزد کرده است.
[1] Central Iran Basin
[2] Central-East Iranian Microcontinent
[3] Lithium Borate Fusion
[4] Loss On Ignition
[5] Microwave Digest
[6] Whole Rock
[7] Island Arc Tholeiite
[8] Mid Ocean Ridge Basalt
[9] Ocean Floor Basalt
[10] Back-Arc Basin Basalt
[11] Orogenic
[12] Ocean Ridge and Floor
[13] Calc Alkali Basalt
[14] Boninite
[15] Active Continental Margin
[16] Arc-Back Arc System
[17] Arc-like
[18] Anorogenic
)