نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 گروه اقیانوس‌شناسی، دانشکده علوم دریایی، دانشگاه دریانوردی و علوم دریایی چابهار، چابهار، ایران
2 مدرس زمین‌شناسی، آموزش و پرورش منطقه آزاد چابهار، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
The Bajkan-Durkan complex is located in southeastern Iran within the Makran accretionary wedge (Figure 1a) Despite various interpretations, the origin and tectonic setting of the intrusive rocks of this complex remain unclear and controversial. The Bajkan-Durkan complex consists of a southern part, referred to as the Bajkan, which mostly consists of sedimentary and metamorphic rocks (schist and amphibolite-schist) and undifferentiated metamorphic units, and a northern part, referred to as the Durkan, which mostly comprises intermediate to acidic igneous rocks (Figure 1b). McCall et al. (1985) reported several Permian and Jurassic fossil assemblages from the southern part and suggested that the shallow sediments of this assemblage were deposited in a shallow continental margin environment. Hunziker et al. (2015) also determined the age of the igneous units in the northern part to be between 175 and 170 million years and suggested that they were formed on an active continental margin. In previous studies (Hunziker et al., 2015; Dolati, 2010; McCall et al., 1985), the relationship between the Bajkan-Durkan intrusive rocks and the rock units forming the Makran accretionary wedge has remained unclear, and various interpretations have been proposed. Therefore, in this study we aim to identify the main rock units of the Bajkan-Durkan complex and examine their relationships with each other through field observations, petrology, mineralogy, and geochemistry of the igneous rocks. Furthermore, using geochemical tools and various diagrams, we provide insights into tectonic setting and geodynamics of this region.
Method
The Bajkan-Durkan complex is located in the northwestern part of the Makran accretionary wedge, south-southwest of the North Makran ophiolite mélange. This belt is nearly 250 km long in the WNW-ESE direction and between 5-25 km wide in the SSW-NNE direction. Initially, a geological map of the study area was prepared based on satellite imagery and existing geological maps using ArcGIS 10.4 software. The resulting geological map was subsequently refined based on the results of petrological investigations. During fieldwork in the Bajkan-Durkan complex, 25 rock samples were collected from igneous units and 18 thin sections were prepared for detailed petrographic and mineralogical investigations. Following petrographic examination, 12 samples showing the least degree of alteration were selected for whole-rock major and trace element analyses. Major-elements concentrations were determined by X-ray fluorescence (XRF), whereas trace-element concentrations were determined by inductively coupled plasma mass spectrometry (ICP-MS) at ZarAzma Minerals Research Company. Finally, the geochemical data were processed, and various geochemical diagrams were constructed using Igpet, GCDKit, and Minpet software.
Results and discussions
Based on petrological studies, the Bajkan-Durkan intrusive rocks have been classified into three groups: granite, diorite, and plagiogranite. Potassium feldspar (3 mm), plagioclase (< 0.1 mm), and quartz, along with amphibole, biotite, zircon, ilmenite, and hematite, are the main rock-forming minerals (Figure 2). Granular and semi-granular, micrographic and granophyric textures, resulting from intergrowth of quartz and feldspar, along with traces and evidence of pertitization and replacement of biotite by chlorite, are observed in most samples. This petrographic features (i. e. perthitic and granophyric textures) together with the geochemical data (Eu anomaly, the high ratio of (La/Lu)N= 2.85-13.92) suggest that the rocks were derived from a differentiated magma (Kong et al., 2018). The Bajkan-Durkan granitoids exhibit geochemical characteristics of A-type, met-aluminous granites and a high-K calc-alkaline magmatic affinity (Figurs 5-6). The enrichment of LREE and LILE, high Zr contents (71-133 ppm), and negative anomalies of Nb, P, Ba, and Ti in these rocks suggest a crustal-derived melt (Bonin, 2007) (Figure 9a). Based on discriminat tectonic diagrams, the Bajkan-Durkan granitoids plot within the field of volcanic arc granites (VAG) and intraplate granites (WPG) (Figure 10). Based on the Agrawal (1995) method, these granitoids have positive R values and belong to orogenic granites (Table 2). The occurrence of syn- and post-orogenic granite characteristics in the Bajkan-Durkan granites suggests that these granitoids formed in a post-collisional or post-orogenic tectonic environment, potentially associated with active continental margin subduction magmatism and related events (Woodard, 2010).
Conclusion
The Bajkan-Durkan complex is located in the Makran zone and among the sediments forming the Makran accretionary wedge. However, the intrusive rocks of this complex do not appear to be genetically related to the Makran accretionary wedge. Based on field observations, petrographic and geochemical characteristics of the Bajkan-Durkan granitoid rocks, these rocks exhibit continental-crustal affinities and were formed contemporaneously with the granitoid rocks of the Sanandaj-Sirjan zone (Figure 10). The Bajkan-Durkan granitoids, like their coeval intrusive rocks in the Sanandaj-Sirjan zone, are A-type granites, that formed in an extensional magmatism along the margin of the Eurasian continental plate, resulting from the subduction of the Neotethys beneath the central Iran microcontinent. A transition from a compressional to extensional tectonic regime (as a result of the subducting slab roll-back) during Late Jurassic-Early Cretaceous, together with the emergence of a pull-apart extensional basin played an important role in the formation of A-type granitoids in the Sanandaj-Sirjan/Bajkan-Durkan zone.
کلیدواژه‌ها [English]
سرگذشت زمین‌شناسی جنوب‌خاوری ایران تحت‌تأثیر همگرایی میان تختة عربی و اوراسیا است. تختة عربی ۳۵ میلیون سال پیش به سنندج-سیرجان و ایران مرکزی برخورد کرده است و به پیدایش رشته‌کوه زاگرس با روند NW-SE در ایران انجامیده است (Zhu et al., 2022; Bonnet et al., 2020; Mouthereau et al., 2012; Agard et al., 2011). امروزه سنگ‌کرة اقیانوسی هند در جنوب‌خاوری که به زیر سنگ‌کرة قاره‌ای اوراسیایی ایران و پاکستان فرورانده می‌شود، منشور برافزایشی مکران را پدید آورده است (Khan et al., 2024; Burg, 2018) (شکل 1-A). بخش بزرگی از رسوبات منشور برافزایشی مکران خاستگاه قاره‌ای دارند و مقدار اندکی رسوبات پلاژیک دارد که روی پوستۀ اقیانوسی نهشته شده‌اند (Burg, 2018). سن این رسوبات از شمال به جنوب کم می‌شود. بخش‌های ساحلی را رسوبات و پادگانه‌های آبرفتی کواترنری پایانی فراگرفته‌اند و در بخش شمالی نیز آمیزة افیولیتی شمال مکران جای دارد که سن جایگیری آن کرتاسة پسین دانسته شده است (Dolati, 2010; Haghipour et al., 2012).
حضور سنگ‌های آذرین درونی حد واسط تا اسیدی و واحدهای دگرگونی-رسوبی همراه آنها که به‌ترتیب به سن ژوراسیک و پرمین دانسته می‌شوند، مجموعه‌ای به نام باجکان-دورکان را در میان واحدهای رسوبی منشور برافزایشی مکران پدید آورده است (شکل 1-A)، سوال‌برانگیز و مبهم است. افتخارنژاد و همکاران (Eftekharnejad et al., 1979) واحدهای آذرین باجکان-دورکان را بخشی از افیولیت شمال مکران دانسته‌اند. به باور ایشان جدایش بلوری ماگما در مراحل گوناگون، واحدهای الترامافیک، مافیک، حد واسط و اسیدی را پدید آورده است. به باور ارشدی‌خمسه (Arshadi-Khamseh, 1982) و دولتی (Dolati, 2010)، سنگ‌های آذرین حد واسط و اسیدی مجموعة باجکان-دورکان هیچ‌گونه ارتباطی با افیولیت شمال مکران ندارند. به باور ایشان، این سنگ‌ها که دربردارندۀ مقدار کمابیش بالای کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار هستند در ژوراسیک میانی در یک محیط کافتی در کرانۀ قاره‌ای کم‌ژرفا جایگیری کردهاند. مک‌کال و همکاران (McCall et al., 1985) که از این منطقه چندین مجموعة فسیلی به سن پرمین و ژوراسیک را گزارش کردهاند بر این باور هستند که رسوبات کم‌ژرف این مجموعه در محیط کم‌ژرفای کرانۀ قاره نهشته شده‌اند. بررسی‌های اخیر (Hunziker et al., 2015) در این منطقه نیز سن واحدهای آذرین را 170 تا 153 میلیون سال پیش گزارش کردهاند. این پژوهشگران با مقایسة سنگ‌های آذرین این منطقه و پهنۀ سنندج-سیرجان، سه مرحله ماگماتیسم برای پیدایش این سنگ‌های آذرین پیشنهاد کردهاند؛ اما جزییاتی از زمین‌شیمی واحدهای سنگی، محیط زمین‌ساختی پیدایش و ماگمای پدیدآورندۀ سنگ‌های آذرین درونی ارائه نکرده‌اند. ازاین‌رو، در پژوهش پیش رو تلاش شده است با بهره‌گیری از بررسی‌های صحرایی، سنگ‌شناسی، کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی سنگ‌های آذرین مجموعة باجکان-دورکان، واحدهای سنگی اصلی این مجموعه شناسایی شوند، ارتباط آنها با یکدیگر بررسی شود و سپس به یاری ابزارهای زمین‌شیمیایی و نمودارهای گوناگون، اطلاعات ارزشمندی دربارة ویژگی‌های زمین‌جنبشی و زمین‌ساختی منطقه ارائه شود.
مجموعة باجکان-دورکان در بخش شمال‌باختری منشور برافزایشی مکران و در سمت جنوب-جنوب‌باختری آمیزه افیولیتی شمال مکران جای دارد. این باریکه در راستای WNW-ESE نزدیک به ۲۵۰ کیلومتر درازا و در راستای SSW-NNE نزدیک به ۵ تا ۲۵ کیلومتر پهنا دارد. بیشترین برونزد واحدهای سنگی این مجموعه در بخش‌های باختری منطقه مکران شمالی است و به‌سوی خاور، کم‌کم از ستبرای واحدهای سنگی کاسته می‌شود و به‌سوی خاور آرام‌آرام ناپدید می‌شوند؛ به‌گونه‌ای‌که به‌سوی خاور تنها برونزدهای کمابیش کوچکی از این سنگ‌ها دیده می‌شوند. در انتهای بخش‌های خاوری نیز نهشته‌های آهکی و ماسه‌سنگ دیده می‌شوند و هیچ برونزدی از سنگ‌های گرانیتوییدی مجموعة باجکان-دورکان دیده نمی‌شود.
شکل 1. A) تصویر ماهواره‌ای جنوب‌خاوری ایران که منشور برافزایشی مکران و واحدهای زمین‌ساختی پیرامون آن نشان داده شده‌اند. میزان همگرایی ورقة عربی و اوراسیا بر پایة دی‌مت و همکاران (DeMets et al., 2010) آورده شده است. منطقه مورد مطالعه با چهارگوش نشان داده شده است. ستاره‌های سیاه‌رنگ از باختر به خاور آتشفشان‌های بزمان، تفتان و کوه سلطان هستند. توپوگرافی زمینه از http://www.worldmapsonline.com/earth-topographic-bathymetric.htm گرفته شده است؛ B) نقشة زمین‌شناسی ساده‌شدة مجموعة باجکان – دورکان که روی آن پراکندگی واحدهای سنگی منطقه و ساختارهای زمین‌شناسی نشان داده شده است (برگرفته و تصحیح‌شده از نقشة زمین‌شناسی 1:100000 رمشک (Morgan et al., 1987)).
Figure 1. A) Satellite image of Southeastern Iran showing Makran accretionary prism and the surrounding tectonic units. The convergence rate between the Arabian and Eurasian plates, after DeMets et al. (2010) is also shown. Study area is indicated by a rectangle. The black stars, from west to east, represent Bazman, Taftan, and Kuh-e Soltan volcanoes. The background topography was obtained from http://www.worldmapsonline.com/earth-topographic-bathymetric.htm; B) Simplified geological map of Bajkan-Durkn complex showing the distribution of rock units and geological structures (modified after 1:100000 Remeshk geological maps (Morgan et al., 1987)).
مجموعة باجکان-دورکان از یک بخش شمالی به نام دورکان (که بیشتر دربردارندۀ سنگ‌های آذرین حد واسط تا اسیدی است) و بخش جنوبی به نام باجکان (که بیشتر دربردارندة سنگ‌های رسوبی و دگرگونی (شیست‌سبز و آمفیبولیت) و واحدهای دگرگونی تفکیک‌نشده است) تشکیل شده است (شکل 1-B). گسل راندگی دَرانار که در سرتاسر منطقه وجود دارد (شکل 1-B)، این دو بخش را از یکدیگر جدا کرده است. امتداد این گسل NW-SE است و شیب آن به‌سوی NE است. در پی عملکرد این گسل واحدهای گرانیتوییدی و سنگ‌آهک‌هایِ بازتبلوریافتة دورکان با جابه‌جایی در راستای SSW روی واحدهای رسوبی-دگرگونی باجکان رانده شده‌اند. بخش جنوبی (باجکان) را سنگ‌های رسوبی و واحدهای تفکیک‌نشدة دگرگونی دربر گرفته‌اند و واحدهای آذرین دورکان در این بخش برونزد ندارند. به باور مک‌کال و همکاران (McCall et al., 1985)، این واحدهای رسوبی دگرگونی در پرمین و ژوراسیک نهشته شده‌اند. واحدهای جوان‌تر که گسترش کمتری دارند، نهشته‌های کم‌ژرفا و سنگ‌آهک‌های نریتیک کرتاسة پیشین به‌همراه توربیدایت‌های ائوسن هستند که به‌صورت ناپیوسته سنگ‌آهک‌ها و دیگر واحدهای باجکان را می‌پوشانند (Eftekhar-Nezhad et al., 1979). در بخش شمالی مجموعة باجکان-دورکان برونزدهای فراوانی از واحدهای گرانیتوییدی با اندازه‌های گوناگون (از ۱۰ تا ۳۰ کیلومتر درازا و از ۲ تا ۳ کیلومتر پهنا) دیده می‌شوند. نقشة زمین‌شناسی بخش باختری مجموعة باجکان-دورکان، گویای چگونگی پراکندگی واحدهای سنگی در این منطقه است (شکل 1-B). همان‌گونه‌که در این نقشة زمین‌شناسی نیز به‌خوبی دیده می‌شود، در بسیاری بخش‌ها سنگ‌آهک‌ها، سنگ‌های گرانیتوییدی را دربرگرفته‌اند. ارتباط این واحدهای رسوبی و آذرین با یکدیگر و دگرسانی کمابیش شدید سنگ‌های آهکی در همبری با گرانیتوییدها نشان می‌دهد گرانیتوییدها از دیدگاه سنی جوان‌تر هستند و درون سنگ‌آهک‌ها نفوذ کرده و سبب بازتبلور آنها شده‌اند.
نخست به کمک تصویرهای ماهواره‌ای و نقشه‌های پیشین و با کمک نرم‌افزار ArcGIS 10.4 نقشة زمین‌شناسی منطقه تهیه شد. سپس با بررسی‌های سنگ‌شناسی نقشة زمین‌شناسی تصحیح شد. در ادامه با بازدیدهای میدانی از مجموعة باجکان - دورکان، 25 نمونة سنگی از سنگ‌های آذرین برداشت شد و 18 مقطع نازک میکروسکوپی از آنها تهیه و بررسی دقیق کانی‌شناسی و سنگ‌نگاری شد. پس از بررسی‌های سنگ‌نگاری، شمار 12 نمونه که کمترین میزان دگرسانی را نشان می‌دادند برای تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب برگزیده شدند. تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به روش ICP-MS در شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما انجام شد. پس از تجزیه و تحلیل داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی، پردازش داده‌ها و ترسیم نمودارهای زمین‌شیمیایی و زمین‌ساختی در نرم افزارهای Igpet، GCDKit و Minpet انجام شد.
بر پایة بررسی‌های میکروسکوپی و رده‌بندی اشتریکایزن (Streckeisen, 1974)، گرانیتوییدهای بررسی‌شده در منطقة باجکان - دورکان در سه گروه گرانیت، دیوریت و پلاژیوگرانیت دسته‌بندی می‌شوند. گرانیت‌ها بافت پورفیری مشخص دارند و رنگ هوازدة آنها خاکستری است (شکل 2-A) و درون واحدهای سنگ‌آهک نفوذ کردهاند و یا با آنها پوشیده شده‌اند (شکل 2-B). در برخی بخش‌ها، سنگ‌های آذرین درونیِ دیوریتی و پلاژیوگرانیت این سنگ‌ها را قطع کردهاند. همچنین، پلاژیوگرانیت‌ها به‌صورت توده‌های کوچک و پراکنده برونزد دارند (شکل 2-C). به‌سوی باختر و شمال‌باختری، توده‌های گرانیت، دیوریت و پلاژیوگرانیت فراوانی بیشتری دارند و دایک‌های دیابازی به فراوانی و دایک‌های پلاژیوگرانیت با فراوانی کمتر درون آنها تزریق شده‌اند (شکل‌های 2-D و 2-E). این دایک‌ها بیشتر روند W-E و NW-SE دارند. بررسی روابط این دایک‌ها با سنگ میزبان‌شان نشان می‌دهد دایک‌های پلاژیوگرانیتی و دیابازی نسبت به گرانیت‌ها و دیوریت‌ها جوان‌تر هستند. سنگ‌آهک، ماسه‌سنگ‌های توربیدایتی به سن ائوسن و مارن به‌طور محلی همة واحدهای بالا را به‌صورت ناپیوسته می‌پوشانند (Eftekhar-Nezhad et al., 1979).
بررسی‌های میکروسکوپی واحدهای گرانیتوییدی بخش دورکان نشان می‌دهد گرانیت‌ها به‌صورت تمام‌بلورین و با بافت دانه‌ای هستند (شکل 2-F)؛ هرچند در برخی نمونه‌ها در پی رخداد فرایندهای زمین‌ساختی هنگام پیدایش، بافت پروتومیلونیتی در آنها پدید آمده است (شکل 2-G). پتاسیم‌فلدسپار (3 میلیمتر) با فراوانی نزدیک به 40 درصدحجحمی، مهم‌ترین کانی سازندة گرانیت‌هاست که به‌صورت بی‌شکل و نیمهشکلدار در کنار هم با مرز مستقیم جای گرفته‌اند. نشانه‌هایی از بافت‌های پرتیتی در بیشتر نمونه‌ها دیده می‌شود. بلورهای دانه‌ریزتر (کوچک‌تر از 1/0 میلیمتر) شامل پلاژیوکلاز (30 درصدحجمی) و کوارتز (25 درصدحجمی) هستند و مهم‌ترین کانی‌های فرعی آنها نیز بیوتیت و اکسیدهای آهن هستند. در برخی نمونه‌ها نیز جایگزینی بیوتیت با کلریت دیده می‌شود و در برخی دیگر، اپیدوت مهم‌ترین کانی ثانویه است. رگه‌های کلسیت نیز درون ریزشکستگی‌ها پدید آمده‌اند. بافت‌های گرافیک، میکروگرافیک و پرتیت و آنتی‌پرتیت که پیامد هم‌رشدی آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز هستند در بسیاری نمونه‌ها دیده می‌شوند. این بافت اخیر پیامد فرایند اکسولوشن (محلول جامد) یا پیامد فرایند دگرنهادشدن در پی واکنش میان محلول‌های گرمابی و فلدسپار‌های تازه‌متبلورشده است (Cox, 2013). بافت گرانوفیری و تا اندازه‌ای بافت میکروگرافیک نیز نشاندهندة تبلور سریع و همزمان کوارتز و پتاسیم فلدسپار در نقطة یوتکتیک و یا تبلور از مذابی فراسردشده در ژرفای کم است (Best, 2003). از این‌رو، وجود اورتوکلازهای پرتیتی‌شده و نیز مقادیر کمابیش اندک پلاژیوکلاز در سنگ‌های گرانیتوییدی منطقة باجکان دورکان نشان می‌دهد بیشتر این گرانیت‌ها هایپرسـالووس (تک‌فلدسپاری) هستند. این ویژگی از ویژگی‌های مهم گرانیت‌های A-type به‌شمار می‌رود (Clark, 1992).
دیوریت‌ها نیز در نمونة دستی به‌صورت دانه‌ای هستند و رنگ نزدیک به سفید آنها نشاندهندة حضور فراوان پلاژیوکلاز( تا 70 درصدحجمی) در ترکیب آنهاست. در مقاطع نازک نیز ماکل پلی‌سینتتیک به‌نمایش می‌گذارند (شکل 2-H). بلورهای سبز مایل به قهوه‌ای هورنبلند با فراوانی 10 تا 15 درصدحجمی، پس از پلاژیوکلاز بیشترین فراوانی را در دیوریت‌ها دارند (شکل 2-H). کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار از دیگر کانی‌ها به‌شمار می‌روند. ایلمنیت مهم‌ترین کانی فرعی دیوریت‌هاست. دیوریت‌ها بیشتر بافت دانه‌ای و نیمهشکلدار دارند؛ هرچند بافت‌های درهم‌رشدی نیز در برخی نمونه‌ها دیده می‌شود (شکل 2-H).
پلاژیوگرانیت‌ها در مقاطع نازک به‌صورت تمام‌بلورین هستند و بافت دانه‌ای دارند. درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز (2 میلیمتر) در زمینه‌ای دانه‌ریزتر شامل کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار بافت دانه‌ای نیمهشکلدار به پلاژیوگرانیت‌ها داده‌اند. درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر نیمهشکلدار هستند و ماکل پلی‌سینتتیک دارند. دانه‌های کوارتز گردشده هستند و فلدسپارها ماکل پلی‌سینتتیک به‌نمایش می‌گذارند (شکل 2-I). دگرسانی پلاژیوکلاز به اپیدوت، پرهنیت و آلبیت در برخی نمونه‌ها دیده می‌شود.
داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی واحدهای آذرین درونی مجموعة باجکان-دورکان در جدول ۱ آورده شده است. بر پایۀ داده‌های این جدول، گرانیتوییدهای بررسی‌شده دربردارندۀ مقدارهای نسبتاً بالایی سیلیس در ترکیب خود هستند؛ به‌گونه‌ای که مقدار SiO₂ میان ۵۸/۲۹ تا ۶۰/۷۳ متغیر بوده و مقدار میانگین آن برابر ۸۴/۶۸ درصد وزنی است. مقدار میانگین K₂O برابر با ۴۶/۲ و میانگین Na₂O برابر با ۴۲/۴ اندازه‌گیری شده است. اگرچه میانگین غلظت Na₂O در سنگ‌های بررسی‌شده بیشتر از K₂O بوده و گویای سرشت سدیک برای این سنگ‌هاست؛ ولی با این حال گرانیت‌های باجکان-دورکان نسبت به عنصرهای آلکالی غنی هستند. میزان Al₂O₃ نیز در نمونه‌های بررسی‌شده میان ۴۵/۱۱ تا ۰۴/۱۹ متغیر بوده و مقدار میانگین آن برابر ۶۴/۱۴ درصد وزنی است. مقدار میانگین CaO در گرانیت‌های باجکان-دورکان ۱۸/۴ درصد وزنی است که گویای غلظت پایین این اکسید در نمونه‌های بررسی‌شده است. غلظت اکسید آهن نیز به‌صورت آهن کل (FeOt) در واحدهای آذرین درونی باجکان-دورکان متغیر بوده و میان ۱۹/۰ تا ۷۱/۱ درصد وزنی اندازه‌گیری شده است.
شکل ۲. تصاویر صحرایی و میکروسکوپی از سنگ‌های آذرین‌درونی باجکان-دورکان. A) نمایی نزدیک از گرانیت‌های باجکان-دورکان؛ B) نفوذ گرانیتوییدها درون واحدهای سنگ‌آهک؛ C) پراکندگی واحدهای آذرین درونیِ کوچک در منطقة باجکان-دورکان؛ D) نفوذ دایک‌های دیابازی درون گرانیتوییدها؛ E) رگة (دایک) پلاژیوگرانیت در واحدهای رسوبی؛ F) بافت دانه‌ای و کانی‌های سازندۀ گرانیتوییدهای باجکان-دورکان؛ G) بافت پروتومیلونیتی در گرانیتوییدها؛ H) ماکل پلی‌سینتتیک و حضور هورنبلند در گرانیتوییدهای بررسی‌شده؛ I) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در گرانیتوییدهای باجکان-دورکان. همة تصویرهای میکروسکوپی در نور پلاریزه متقاطع (XPL) گرفته شده‌اند. کوته‌نوشت کانی‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021).
Figure 2. Field and microscopic photographs of Bajkan-Durkan intrusive rocks. A) A close up of the Bajgan–Durkan granites; B) Intrusion of granitoids into limestone units; C) Small and scattered outcrops of intrusive rocks; D) Intrusion of diabase dikes into the granitoids; E) a plagiogranite vein (dike) within the sedimentary units; F) Granular texture and rock-forming minerals of Bajkan-Durkan granitoids; G) Protomylonitic texture in granitoids; H) Polysynthetic twinning and hornblende in the studied granitoids; I) Coarse crystals of the plagioclase forming granitoids of Bajkan-Durkan. All photomicrographs were taken under cross-polarized light (XPL). Mineral abbreviations are after Warr (2021).
جدول ۱. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی نمونه‌های گرانیتویید باجکان-دورکان (اکسید عنصرهای اصلی بر پایۀ درصدوزنی؛ عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب بر پایۀ ppm).
Table 1. Geochemical data of granitoids in Bajkan – Durkan (Major elements’ oxides in weight percent; trace elements in ppm).
|
Sample |
D-7 |
D-13 |
D-4 |
D-8 |
D-21 |
D-11 |
D-17 |
D-28 |
D-31 |
D-15 |
D-6 |
D-33 |
|
SiO2 |
72.1 |
71.16 |
58.29 |
73.37 |
73.6 |
60.01 |
64.49 |
67.59 |
70.77 |
71.54 |
72.28 |
70.89 |
|
TiO2 |
0.15 |
0.25 |
1.94 |
0.11 |
0.18 |
0.16 |
0.53 |
0.37 |
0.33 |
0.27 |
0.07 |
0.07 |
|
Al2O3 |
11.7 |
13.32 |
17.21 |
11.45 |
12.5 |
19.04 |
17.13 |
16.08 |
16.12 |
14.56 |
14.72 |
11.89 |
|
FeOt |
1.15 |
1.44 |
0.92 |
1.44 |
1.71 |
1.17 |
0.19 |
1.71 |
0.9 |
0.87 |
1.08 |
1.32 |
|
Fe2O3t |
1.5 |
1.9 |
1.86 |
1.46 |
1.91 |
1.63 |
1.81 |
0.93 |
1.25 |
1.65 |
1.06 |
1.06 |
|
MnO |
0.1 |
0.03 |
0.11 |
0.02 |
0 |
0.16 |
0.04 |
0.08 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.05 |
|
MgO |
0.1 |
0.61 |
4.83 |
1.31 |
0.3 |
1.5 |
1.1 |
1.02 |
0.94 |
0.31 |
0.16 |
0.35 |
|
CaO |
2.44 |
2.88 |
8.61 |
2.2 |
0.66 |
10.12 |
4.85 |
3.26 |
2.17 |
3.08 |
3.6 |
6.39 |
|
Na2O |
4.5 |
4.75 |
3.04 |
4.98 |
2.1 |
2.59 |
4.7 |
6.46 |
5.93 |
5.91 |
4.65 |
3.54 |
|
K2O |
4.9 |
1.27 |
1.2 |
2.86 |
5.9 |
2.19 |
2.07 |
0.73 |
1.09 |
1.03 |
2.32 |
4.01 |
|
P2O5 |
0.02 |
0.16 |
0.43 |
0.12 |
0.011 |
0.24 |
0.18 |
0.11 |
0.1 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
LOI |
1.5 |
2.23 |
1.66 |
1.07 |
1.14 |
0.57 |
2.91 |
2.13 |
0.89 |
0.71 |
0.43 |
1.07 |
|
Total |
100.1 |
100 |
100.1 |
100.3 |
100.01 |
99.38 |
100 |
100.47 |
100.51 |
99.97 |
100.4 |
100.65 |
|
Ba |
245 |
164 |
278 |
306 |
357 |
721 |
597 |
203 |
392 |
400 |
479 |
326 |
|
Ce |
31.7 |
58.5 |
93.3 |
31.7 |
61.8 |
81.2 |
52.7 |
97.4 |
44.7 |
72.2 |
74.8 |
102.1 |
|
Co |
1 |
5.3 |
15.2 |
10.2 |
0.1 |
32 |
23.3 |
6.5 |
7 |
6.7 |
3.2 |
5.3 |
|
Cr |
43.6 |
27 |
35 |
2 |
50 |
11 |
6 |
4 |
22 |
4 |
2 |
4 |
|
Cs |
0.91 |
0.3 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0 |
0.1 |
0.2 |
0 |
0.1 |
0 |
|
Cu |
3.1 |
2.3 |
17.1 |
2.5 |
4 |
11.4 |
2.4 |
1.1 |
8 |
2.3 |
2.2 |
3.5 |
|
Dy |
3.91 |
7.1 |
5.6 |
2.9 |
7.87 |
4.1 |
7.9 |
6.3 |
8.7 |
5.4 |
4.1 |
6.1 |
|
Er |
2.11 |
2.4 |
2.1 |
2 |
2.29 |
3.9 |
3.8 |
2.7 |
3.02 |
2.5 |
2.1 |
4.1 |
|
Eu |
0.34 |
0.5 |
0.8 |
0.3 |
0.77 |
0.8 |
0.22 |
0.52 |
0.7 |
0.4 |
0.48 |
0.39 |
|
Gd |
4.45 |
6.3 |
7.8 |
6.5 |
7.3 |
4.2 |
7.6 |
6.6 |
4.4 |
5.1 |
7.2 |
8.1 |
|
Hf |
4.75 |
5.8 |
4.7 |
4.4 |
3.9 |
5.3 |
4.5 |
4 |
5.6 |
5.5 |
4.5 |
4.1 |
|
La |
13.6 |
15.8 |
27.4 |
21.1 |
26.3 |
41.9 |
37.6 |
50.9 |
35.4 |
46.9 |
32.5 |
41.4 |
|
Ho |
0.79 |
0.98 |
1.42 |
0.59 |
1.1 |
1.14 |
0.91 |
1.42 |
0.89 |
1.11 |
1.5 |
1.21 |
|
Lu |
0.31 |
0.57 |
0.43 |
0.44 |
0.53 |
0.31 |
0.32 |
0.41 |
0.53 |
0.41 |
0.48 |
0.51 |
|
Nb |
11.1 |
14.3 |
11.8 |
12.2 |
13.1 |
15.3 |
14.8 |
12.6 |
12.5 |
15.8 |
13.4 |
11.1 |
|
Nd |
16.9 |
25 |
43.2 |
13.1 |
24.8 |
38.9 |
22.1 |
48.3 |
18.9 |
36.5 |
31.8 |
50.9 |
|
Ga |
29.7 |
31.7 |
38.9 |
30.1 |
29.6 |
34.9 |
28.8 |
27.6 |
31.9 |
30 |
33.7 |
29.4 |
|
Pb |
2.2 |
2.7 |
1.7 |
5.6 |
1.9 |
0.6 |
0.5 |
5.4 |
1.2 |
1 |
5.2 |
1.1 |
|
Pr |
14.1 |
14.2 |
11.2 |
6.7 |
14.12 |
11.8 |
7.5 |
12.1 |
4.8 |
13.7 |
8.5 |
6.2 |
|
Rb |
110 |
121 |
70 |
134 |
90 |
65 |
61 |
55 |
101 |
92 |
74 |
84 |
|
Sc |
4.8 |
13.6 |
28.1 |
4.9 |
5.1 |
20.2 |
1.9 |
4.5 |
2.9 |
4.4 |
0.1 |
0.9 |
|
Sm |
3.3 |
5 |
6.7 |
8.4 |
7.4 |
2.3 |
2.4 |
1.8 |
7.7 |
9.1 |
5.3 |
9.1 |
|
Sr |
41 |
38.5 |
42 |
43.7 |
47.9 |
64 |
57.9 |
27.1 |
51.9 |
49 |
57.3 |
46 |
|
Ta |
1.9 |
1.7 |
1.8 |
1.7 |
1.6 |
1.6 |
1.4 |
1.7 |
1.5 |
1.7 |
1.6 |
1.8 |
|
Tb |
0.59 |
1.1 |
0.85 |
0.54 |
0.82 |
0.77 |
1.2 |
1.09 |
1.2 |
0.72 |
0.68 |
0.56 |
|
Th |
11.2 |
14.3 |
10.2 |
9.4 |
16.1 |
8.2 |
11.2 |
12.1 |
13.7 |
12.3 |
13.1 |
7.9 |
|
Ti |
1875 |
1524 |
11629 |
635 |
765 |
6962 |
3160 |
2229 |
1949 |
1643 |
406 |
404 |
|
Ni |
4.3 |
2.9 |
5.8 |
2.5 |
3 |
1.9 |
4.1 |
3.6 |
1.8 |
2.9 |
3.4 |
1 |
|
Tm |
0.33 |
0.6 |
0.39 |
0.38 |
0.65 |
0.54 |
0.61 |
0.41 |
0.31 |
0.56 |
0.46 |
0.52 |
|
U |
3.6 |
3.2 |
4.2 |
3.6 |
3.3 |
3.3 |
4.1 |
3.3 |
3.2 |
3.6 |
4 |
3.5 |
|
V |
5 |
4.9 |
326.5 |
17 |
54 |
227 |
79.3 |
34.8 |
29.1 |
28 |
8.6 |
66.7 |
|
Y |
22 |
29 |
42 |
20 |
32 |
40 |
27.1 |
42.9 |
25.2 |
35 |
38 |
45 |
|
Yb |
3.2 |
4.6 |
3.8 |
4.1 |
3.33 |
3.9 |
3.9 |
3.6 |
4.4 |
3.5 |
3.1 |
4.1 |
|
Zn |
10 |
20.8 |
33.5 |
16.8 |
17 |
94.7 |
34.6 |
53.3 |
29.9 |
10.9 |
22.6 |
12.5 |
|
Zr |
90 |
86 |
95 |
80.2 |
71 |
110 |
133 |
71 |
128 |
121 |
105 |
96 |
برای رده‌بندی زمین‌شیمیایی گرانیتوییدهای باجکان-دورکان از نمودار سه‌تایی آلبیت (Ab)، آنورتیت (An) و ارتوکلاز (Or) نورماتیو (شکل 3-A)، نمودار سیلیس در برابر مجموع آلکالی (TAS) (شکل‌های 3-B و 3-C) بهره گرفته شد. همان‌گونه‌که در این سه نمودار دیده می‌شود در نمودار نورماتیو نمونه‌ها در گسترۀ گرانیت، تروجمیت و تونالیت و در نمودارهای TAS در گسترۀ گرانیت، گرانودیوریت و دیوریت جای گرفته‌اند (شکل‌های 3-A، 3-B و 3-C).
شکل ۳. نمودارهای زمین‌شیمیایی و رده‌بندی گرانیتوییدهای باجکان-دورکان در A) نمودار سه‌تایی و نورماتیو Ab-An-Or (O'Connor, 1965)؛ B) نمودار سیلیس در برابر مجموع آلکالی (TAS) (Le Bas et al., 1986)؛ C) نمودار سیلیس در برابر مجموع آلکالی (Middlemost, 1994)؛ D) نمودار نسبت مولی A/CNK در برابر A/NK برای تعیین اندیس آلومینیم در گرانیتوییدا (Shand, 1943).
Figure 3. Geochemical and classification diagrams of granitoids of Bajkan – Durkan on A) Normative Ab-An-Or ternary diagram (O'Connor, 1965); B) SiO₂ versus total alkali (TAS) diagram (Le Bas et al., 1986); C) SiO₂ versus total alkali (Middlemost, 1994); D) A/CNK versus A/NK molar ratio diagram for determining the aluminum index in granitoids (Shand, 1943).
به باور چاپل و وایت (Chappell and White, 2001)، درجة اشباع از آلومین سنگ‌های آذرین گویای نوع مذابی است که از آن خاستگاه گرفته‌اند. ازاین‌رو، برای برآورد اندیس آلومین در گرانیت‌های باجکان-دورکان نمودار A/CNK در برابر A/NK به‌کار برده شد. در این نمودار، بیشتر گرانیت‌های بررسی‌شده (مگر دو نمونه) در گسترۀ متاآلومنیوس جانمایی شده‌اند (شکل 4-D).
پیشینة به‌کارگیری ویژگی‌های زمین‌شیمیایی برخی عنصرهای ردیاب مانند Ta, Yb, Nb, Ce, Ga و ... برای پی‌بردن به خاستگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آذرین به چند دهه می‌رسد؛ زیرا این عنصرها در دگرسانی‌های ضعیف، متوسط و یا حتی شدید به‌صورت نامتحرک رفتار می‌کنند و در پی دگرسانی دچار فرایندهای ثانویه نمی‌شوند (Jiang et al., 2010; Bedard, 1999). ازاین‌رو، در این پژوهش با به‌کارگیری داده‌های زمین‌شیمیایی و به یاری نمودارهای گوناگون، خاستگاه سنگ‌های گرانیتوییدی باجکان-دورکان بحث و بررسی شده است. برای تعیین سرشت ماگمایی گرانیت‌های باجکان-دورکان دو نمودار AFM و نمودار Ta/Yb در برابر K₂O/Yb به‌کار برده شد (شکل‌های 4-A و 4-B). در نمودار AFM همة نمونه‌ها سرشت ماگمایی کالک‌آلکالن نشان می‌دهند (شکل 5-A). اما در نمودار Ta/Yb در برابر K₂O/Yb بخش بزرگی از نمونه‌ها سرشت ماگمایی کالک‌آلکالن دارند؛ هرچند سه نمونه سرشت ماگمایی شوشونیتی و دو نمونه سرشت توله‌ایتی نشان می‌دهند و یک نمونه نیز در مرز میان توله‌ایتی و کالک‌آلکالن جای گرفته است (شکل 4-B).
شکل ۴. نمودارهای تعیین سرشت ماگمایی گرانیتوییدهای باجکان-دورکان A) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار Ta/Yb در برابر K₂O/Yb (Pearce, 1982).
Figure 4. Discrimination diagrams for magmatic affinity of the Bajgan–Durkan granitoids. A) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971); B) Ta/Yb versus K₂O/Yb diagram (Pearce, 1982).
برای تعیین نوع گرانیت‌های بررسی‌شده نمودارهای رده‌بندی والن و همکاران (Whalen et al., 1987) به‌کار رفته است. در این نمودارها، گرانیتوییدهای باجکان-دورکان در گسترۀ گرانیت‌های A-type جای گرفته‌اند (شکل ۵). همان‌گونه‌که در نمودارها آشکار است، در این سنگ‌ها مجموع عنصرهای Zr، Nb، Ce، Y و نیز نسبت Ga/Al مقدار بالایی دارند. این ویژگی‌ها از شاخصه‌های مهم گرانیت‌های A-type به‌شمار می‌روند. افزون‌بر این، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی این گرانیت‌ها مانند سرشت کالک‌آلکالن، پتاسیم‌بالا، نسبت بالای Ga/Al و غنی‌شدگی نسبت به عنصرهای HFS (مانند: Th، U، Ta، Nb، Zr، Pb و Ga) با تعاریفی که توسط ایبی (Eby, 1990) برای گرانیت‌های A-type پیشنهاد شده است، همخوانی دارد (شکل ۶). گرانیت‌های A-type در محیط‌های زمین‌ساختی گوناگونی مانند جزیره‌های کمانی، کافت‌های درون‌قاره‌ای، کمان‌های آتشفشانی، پهنه‌های فرورانش و گسل‌های انتقالی پدید می‌آیند (Bonin, 2007; Eby, 1992).
شکل ۵. تعیین نوع گرانیتوییدهای باجکان-دورکان در نمودارهای رده‌بندی گرانیت‌های نوع A، I و S (Whalen et al., 1987).
Figure 5. Bajkan-Durkan granitoids in the discrimination diagrams for A, I and S-types granites (Whalen et al., 1987).
سان و همکاران (Sun et al., 2015) از دیدگاه زمین‌شیمیایی گرانیتوییدهای A-type را به دو گروه رده‌بندی کردهاند: گروه نخست (A1) که با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی همانند بازالت‌های جزایر اقیانوسی (OIB) شناخته می‌شوند و نسبت 2/1Y/Nb< دارند. در گروه دوم (A2) نسبت 2/1Y/Nb> بوده و با بازالت جزیره‌های کمانی (IAB) یا کرانۀ قاره‌ای فعال مقایسه می‌شوند. جایگاه زمین‌ساختی و خاستگاه این دو نوع گرانیت نیز متفاوت است؛ به‌گونه‌ای که گروه A1 نشاندهندة مذاب‌های جدا‌شده از خاستگاه گوشته‌ای است که در کافت‌های قاره‌ای یا در پی ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای پدید آمده‌اند. گروه A2 ویژگی‌های مذاب جدا‌شده از پوستۀ قاره‌ای یا پوسته زیررانده را نشان می‌دهد و بخشی از چرخه ماگماتیسم برخورد قاره‌ای و یا ماگماتیسم کمان آتشفشانی است. در نمودارهای سه‌تایی Nb، Y و 3Ga× و Ce-Y-Nb گرانیتوییدهای باجکان-دورکان در گسترۀ گرانیت‌های نوع A2-type جای گرفته‌اند (Eby, 1992) (شکل‌های 6-A و 6-B).
شکل ۶. نمودارهای رده‌بندی گرانیتوییدهای A-type (Eby, 1992). A) نمودار سه‌تایی Ga×3-Y-Nb؛ B) نمودار سه‌تایی Ce-Y-Nb.
Figure 6. Discrimination diagram for A-type granites (Eby, 1992). A) Ga×3-Y-Nb ternary diagram; B) Ce-Y-Nb ternary diagram.
فرایندهای گوناگون ذوب‌بخشی و تبلور بخشی در پیدایش و دگرگونی گرانیت‌های A-type دخیل هستند. برای بررسی نقش فرایندهای ذوب‌بخشی و تبلور بخشی در دگرگونی ماگمای گرانیتوییدهای بررسی‌شده نمودارهای Th در برابر Th/Nd و نمودار La در برابر La/Sm به‌کار برده شدند (Kong et al., 2018) (شکل‌های 7-A و 7-B). همان‌گونه‌که در این نمودارها نیز به‌خوبی دیده می‌شود، گرانیتوییدهای باجکان-دورکان بیشتر در راستای روند ذوب‌بخشی جانمایی شده‌اند. این ویژگی گویای آنست که نقش فرایند ذوب‌بخشی در پیدایش ماگمای سازندۀ این گرانیتوییدها بیشتر است. اگرچه برخی نمونه‌ها روند تبلور بخشی از خود نشان می‌دهند. این امر می‌تواند به دلیل پیدایش در جایگاه زمین‌ساختی گوناگون باشد که در ادامه بحث و بررسی خواهد شد. فرایندی که در سرشت گرانیتوییدهای نوع I و نوع A در پهنۀ سنندج-سیرجان مانند گرانیت ازنا (Shabanian et al., 2018)، گرانیت حسن‌رباط (Esfahani et al., 2010)، گرانیت شهرکرد (Riyahi et al., 2024; Badr et al., 2018; Emami and Khalili, 2014)، گرانیت بویین-میاندشت (Tavakoli et al., 2020)، گرانیت میشو (Ahankoub et al., 2012) و گرانیت قروه (Azizi et al., 2020) نیز گزارش شده است.
همان‌گونه‌که گفته شد، گرانیت‌های A بررسی‌شده در گسترۀ A2 جای می‌گیرند. این گروه از گرانیت‌ها در محیط‌های کششی پس از برخورد[1] و یا پس از کوهزایی[2] پدید می‌آیند و با گرانیت‌های A1 که در جایگاه زمین‌ساختی درون‌صفحه‌ای پدید می‌آیند، تفاوت دارند. بر این پایه، گمان می‌رود گرانیت‌های بررسی‌شده در یک محیط زمین‌ساخت کششی و در یک سیستم فرورانش پدید آمده‌اند. در این الگو، گرانیت‌های نوع A به‌دنبال ذوب‌بخشی سنگ‌های چارنوکیتی پدید آمده‌اند؛ بدین‌گونه‌که ماگماتیسم حاصل از فرورانش نئوتتیس به زیر ایران مرکزی، ماگمای مافیک با خاستگاه گوشته‌ای پدید آورده است. این ماگمای مافیک در بخش‌های زیرین پوستۀ زیررانده شده و ذوب‌بخشی سنگ‌های پوستۀ زیرین (شامل سنگ‌های TTG) به پیدایش ماگمای گرانیت‌های نوع I انجامیده است. در این مرحله، گرمای حاصل از ماگمای مافیک، سنگ‌های گرانولیتی پوستۀ زیرین را ذوب کرده و بجاماندة آنها را به چارنوکیت تبدیل کرده است. در ادامه، تغییر در وضعیت ژئودینامیک منطقه و رخداد عقب‌گرد تختة فرورانشی[3] بالاآمدگی سست‌کره را فراهم کرده است. این بالاآمدگی رخداد کشش در بخش‌های زیرین پوستۀ زیرین را در پی داشته است و گرمای برخاسته از ماگمای مافیک سنگ‌های چارنوکیتی پوستۀ زیرین را دچار ذوب‌بخشی کرده است. در پایان، گرانیتوییدهای نوع A در یک سازوکار زمین‌ساخت کششی در محیط کرانۀ قاره‌ای فعال پدید آمده‌اند.
شکل ۷. بررسی روند دگرگونی ماگمای سازندۀ گرانیتوییدهای باجکان-دورکان در A) نمودار Th/Nd در برابر Th (Kong et al., 2018)؛ B) نمودار La/Sm در برابر La (Kong et al., 2018).
Figure 7. Magmatic differentiation trends of the Bajgan–Durkan granitoids on. A) Th/Nd versus Th diagram (Kong et al., 2018); B) La/Sm versus La diagram (Kong et al., 2018).
در شکل 8-A گرانیتوییدهای بررسی‌شده به ترکیب کندریت بهنجارشده‌اند (Boynton, 1984). همان‌گونه‌که در شکل به‌خوبی دیده می‌شود، نمونه‌ها از عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) (La، Nd، Pr و Ce) اندکی غنی‌شدگی نشان می‌دهند. غنی‌شدگی اندک LREEها نسبت به HREEها و الگوی تخت و مسطح HREEها گویای نبود مشارکت گارنت در خاستگاه مذاب پدیدآورنده است. در این نمودار ناهنجاری منفی Eu آشکار است. ناهنجاری منفی این عنصر با جدایش فلدسپارها به‌ویژه پلاژیوکلازها در سنگ‌های گرانیتوییدی ارتباط مستقیم دارد (Wu et al., 2002). افزون‌بر این، ناهنجاری منفی این عنصر گویای خاستگاه و مذاب تهی از Eu در سنگ‌های گرانیتی است (Wilson and Downes, 1992).
در نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 8-B)، نمونه‌های گرانیتوییدی بررسی‌شده در عنصرهایی مانند Rb، U، Th و Pr ناهنجاری مثبت و در برخی عنصرها مانند Nb، P، Ba و Ti ناهنجاری منفی نمایش می‌دهند. ناهنجاری منفی Ti به جدایش فازهای دربردارندۀ این عنصر مانند کانی‌هایِ تیتانیت و تیتانومگنتیت وابسته است. ناهنجاری منفی Ba نیز می‌تواند در ارتباط با حضور بیوتیت یا فلدسپار در خاستگاه ذوب باشد. از سوی دیگر، ناهنجاری منفی Sr و Eu که با جدایش پلاژیوکلازها در ارتباط است، به تبلور آپاتیت نیز انجامیده است و مقدار P و ناهنجاری منفی آن را کاسته است. غنی‌شدگی نسبت به عنصرهای سنگ‌دوست درشت‌یون (LILE) همراه با تهی‌شدگی عنصرهایی مانند Nb و Ti از ویژگی‌های پوستۀ قاره‌ای است و می‌تواند نشان‌دهندۀ آلایش پوسته‌ای و یا ذوب دوبارة آن در تولید مذاب‌های گرانیتوییدی باشد (Zhao et al., 2013). با توجه به نمودارهای شکل ۸ و همچنین، برخی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی مانند غنی‌شدگی نسبی از LREEها و عنصرهای با شدت میدان بالا (LILE) و تهی‌شدگی نسبی HREEها و HFSEها در سنگ‌های بررسی‌شده، این سنگ‌های آذرین از مذاب جدایش‌یافته‌ای پدید آمده‌اند (Wilson, 1989) که ویژگی‌های آن با ماگماهای پدیدآمده از مذاب پوسته‌ای همخوانی دارد (Zhao and Zhou, 2009; Zhao et al., 2013).
شکل ۸. نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب و چندعنصری بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه برای گرانیتوییدهای باجکان-دورکان. A) ترکیب کندریت برگرفته از بویتون (Boynton, 1984)؛ B) ترکیب گوشتة اولیه برگرفته از مک‌دوناف و سان (McDonough and Sun, 1995).
Figure 8. Chondrite-normalized rare earth element (REE) and primitive mantle-normalized multi-element patterns for the Bajgan–Durkan granitoids. A) Chondrite values from Boynton (1984); B) Primitive mantle values from McDonough and Sun (1995).
سنجش ویژگی‌های زمین‌شیمیایی گرانیتوییدهای باجکان-دورکان با گرانیت‌های پهنه‌های زمین‌ساختی گوناگون مانند گرانیت‌های پشته‌های اقیانوسی (ORG)، گرانیت‌های با خاستگاه مناطق برخوردی و کمان آتشفشانی (VAG)، گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG) و گرانیت‌های کوهزایی همزمان با برخورد (syn-COLG) امکان شناسایی و تعیین محیط زمین‌ساختی پیدایش آنها را فراهم می‌کند. بر این پایه، برای تعیین جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدهای بررسی‌شده نمودارهای Rb در برابر Ta+Yb و Y+Nb، Nb در برابر Y و Ta در برابر Yb به‌کار برده شده‌اند (شکل‌های 9-A، 9-B، 9-C و 9-D). همان‌گونه‌که در این نمودارها نیز نشان داده شده است، بیشتر نمونه‌های بررسی‌شده در مرز میان گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) و گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG) جانمایی شده‌اند. چندین پژوهشگر جای‌گرفتن گرانیت‌های نوع A در گسترۀ گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای را بررسی کردهاند. به باور ایبی (Eby, 1992) گرانیت‌های نوع A در دمای بالا پدید می‌آیند و ازاین‌رو، از عنصرهای ناسازگار مانند Rb، Y، Nb، Yb و Ta غنی می‌شوند. ازآنجایی‌که نمودار شناسایی محیط‌های زمین‌ساختی پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) نیز بر پایۀ این عنصرها استوار است، گرانیت‌های نوع A در گسترۀ گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای جانمایی می‌شوند. به باور سیلوستر (Sylvester, 1989) نیز گرانیت‌های قلیایی پس از برخورد (گرانیت‌های نوع A) بسیار همانندِ گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای هستند؛ اما نشانه‌های گرانیت‌های همزمان با برخورد و کمان آتشفشانی[4] را نیز از خود نشان می‌دهند. وی بر این باور است این‌گونه گرانیت‌ها چه‌بسا به سادگی با گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG) اشتباه گرفته شوند.
افزون‌بر این، از نمودار سه‌تایی Rb/30-Hf-3Ta نیز برای تعیین محیط زمین‌ساختی پیدایش گرانیتوییدهای باجکان-دورکان بهره گرفته شد (Harris et al., 1986) (شکل 9-E). در این نمودار، گرانیتوییدهای بررسی‌شده در گسترۀ گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG) و گرانیت‌های پس از برخورد قاره‌ها (Group 3) جای گرفته‌اند. در نمودار سه‌تایی Y/15-La/10-Nb/8 نیز گرانیتوییدهای باجکان-دورکان سرشت ماگمایی کالک‌آلکالن نمایش می‌دهند و در گسترۀ گرانیت‌های پس از کوهزایی در کرانۀ قاره‌ای فعال جای گرفته‌اند (شکل 9-F). برای شناسایی گرانیت‌های کوهزایی از غیرکوهزایی روش اگراوال (Agrawal, 1995) به‌کار برده شد. در این روش، این دو نوع گرانیت بر پایۀ داده‌های عنصرهای اصلی مانند K₂O، Na₂O، MgO و Fe₂O₃ از یکدیگر شناخته می‌شوند. محاسبات این روش بر پایۀ رابطة زیر انجام شد و داده‌های به‌دست‌آمده در جدول ۲ آورده شده‌اند.
Di = 0.929241 × Fe₂O₃ - 2.570311 × MgO + 1.246346 × Na₂O + 1.266569 × K₂O - 11.75422
Ci = 0.291
Mi = -0.4898
(1) R = (Di - Ci) / (Mi – Ci)
جدول ۲. داده‌های R به‌دست‌آمده برای تعیین نوع گرانیت‌های کوهزایی و غیرکوهزایی به روش اگراوال (Agrawal, 1995).
Table 2. Calculated R results for determination the orogenic and non-orogenic granites by using the method of Agrawal (1995).
|
Sample |
Di |
Di-Ci |
Mi-Ci |
R |
|
D-7 |
1.197356 |
0.906356 |
-0.7808 |
-1.1608 |
|
D-13 |
-4.02787 |
-4.31887 |
-0.7808 |
5.531334 |
|
D-4 |
-17.1317 |
-17.4227 |
-0.7808 |
2.31386 |
|
D-8 |
-3.93545 |
-4.22645 |
-0.7808 |
5.412968 |
|
D-21 |
-0.66038 |
-0.95138 |
-0.7808 |
1.218467 |
|
D-11 |
-8.0932 |
-8.3842 |
-0.7808 |
10.73796 |
|
D-17 |
-4.42001 |
-4.71101 |
-0.7808 |
6.033571 |
|
D-28 |
-4.53575 |
-4.82675 |
-0.7808 |
6.181804 |
|
D-31 |
-4.23737 |
-4.52837 |
-0.7808 |
5.799653 |
|
D-15 |
-2.3473 |
-2.6383 |
-0.7808 |
3.378968 |
|
D-6 |
-2.44653 |
-2.73753 |
-0.7808 |
3.506052 |
|
D-33 |
-2.17783 |
-2.46883 |
-0.7808 |
3.16192 |
بر پایۀ محاسبات انجام شده، نمونه‌های گرانیت بررسی‌شده در باجکان-دورکان به‌علت مقدارهای مثبت R به گرانیت‌های کوهزایی تعلق دارند (جدول ۲). مقدار R منفی تنها در یک نمونه از گرانیت‌های بررسی‌شده به‌دست آمد که چه‌بسا به فرایندهای ثانویه مانند دگرنهادشدن و یا دگرسانی وابسته باشد.
جای‌گرفتن گرانیتوییدهای باجکان-دورکان در گسترۀ مشترک میان گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) و گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG)، جانمایی آنها در گسترۀ گرانیت‌های همزمان و پس از کوهزایی در کرانۀ قاره‌ای فعال از یک سوی، و از سوی دیگر داشتن شاخصه‌های گرانیت‌های کوهزایی و همچنین، برخی ویژگی‌های گرانیت‌های نوع I در برخی نمونه‌های بررسی‌شده به محیط زمین‌ساختی پیدایش آنها وابسته است و نشان‌دهندۀ پیدایش این گرانیتوییدها در محیط زمین‌ساختی پس از برخورد و یا پس از کوهزایی است که بیشتر در ارتباط با ماگماتیسم فرورانش کرانۀ قاره‌ای فعال و رخدادهای مرتبط با آن است. به گفتة دیگر، ماگماتیسم نفوذی‌های باجکان-دورکان در محیط کرانۀ فعال قاره‌ای به شکستگی‌های پشت‌کمان ماگمایی وابسته است که در پی ذوب پوستۀ قاره‌ای پدید آمده‌اند. از ویژگی‌های این نوع گرانیتوییدها پیدایش در محیط‌های کششی مربوط به شکستگی‌های کششی موضعی است (Woodard, 2010).
شکل ۹. نمودارهای تعیین جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدهای باجکان-دورکان. A) نمودار Ta+Yb در برابر Rb؛ B) نمودار Y+Nb در برابر Rb؛ C) نمودار Y در برابر Nb؛ D) نمودار Yb در برابر Ta (Pearce et al., 1984)؛ E) نمودار سه‌تایی Rb/30-Hf-3Ta (Harris et al., 1986)؛ F) نمودار سه‌تایی Y/15-La/10-Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989) (ORG: گرانیت‌های پشته‌های اقیانوسی؛ VAG: گرانیت‌های کمان آتشفشانی؛ WPG: گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای؛ syn-COLG: گرانیت‌های کوهزایی همزمان با برخورد؛ Group 2: گرانیت‌های همزمان با برخورد قاره‌ای؛ Group 3: گرانیت‌های پس از برخورد قاره‌ای).
Figure 9. Tectonic setting discrimination diagrams of Bajkan-Durkan granitoids. A) Ta+Yb versus Rb diagram; B) Rb versus Y+Nb diagram; C) Nb versus Y diagram; D) Ta versus Yb diagram (Pearce et al., 1984); E) Rb/30-Hf-3Ta ternary diagram (Harris et al., 1986); F) Y/15-La/10-Nb/8 ternary diagram (Cabanis and Lecolle, 1989) (ORG: ocean ridge granite; VAG: volcanic arc granite; WPG: within-plate granite; syn-COLG: Syn-collision granites; Group 2: Syn-collision granites; Group 3: post-collision granites).
افزون‌بر روابط صحرایی و بررسی داده‌های زمین‌شیمیایی، موقعیت جغرافیایی گرانیتوییدهای باجکان-دورکان نیز ارتباط این گرانیتوییدها با فرورانش امروزی در پهنۀ مکران را منتفی می‌سازد؛ به‌گونه‌ای‌که گرانیتوییدهای بزمان و میرآباد که ماگماتیسم برآمده از فرورانش مکران دانسته می‌شوند، در بخش شمالی فروافتادگی جازموریان (که پهنة پشت‌کمان ماگمایی دانسته می‌شود) جای دارند و سن آنها نیز از ۵/۷ تا ۸۴/۰ میلیون سال پیش به‌دست آمده است (Pang et al., 2014). بر پایۀ داده‌های به‌دست‌آمده از این پژوهش، گرانیتوییدهای باجکان-دورکان بسیار همانند واحدهای آذرین اسیدی پهنۀ سنندج-سیرجان هستند و ادامة جنوب‌خاوری این پهنه به‌شمار می‌روند. پهنۀ سنندج-سیرجان، با روند NW-SE از سنندج در شمال‌باختری تا سیرجان در جنوب‌خاوری ایران با درازای نزدیک به ۲۰۰۰ کیلومتر و پهنای میان ۵۰ تا ۱۵۰ کیلومتر، میان رشته‌کوه‌های زاگرس در سمت SSW و کمربند ماگمایی ارومیه-دختر در سمت NNE جای دارد (شکل ۱۰). پهنۀ سنندج-سیرجان دربردارندة واحدهای دگرگونی به‌همراه سنگ‌های آذرین حد واسط تا اسیدی است (Shirmohammadi et al., 2023; Nouri et al., 2023; Karimpour et al., 2022; Davoudian et al., 2022). سن بیشتر گرانیتوییدهای این منطقه از ۱۴۴ تا ۱۸۷ میلیون سال پیش (ژوراسیک) است (Heidari et al., 2022; Zare-Shooli et al., 2021; Shahbazi et al., 2021; Azizi and Stern, 2019; Ahadnejad et al., 2011). مهم‌ترین توده‌های گرانیتوییدی این پهنه، همان‌گونه‌که در شکل ۱۰ نیز نشان داده شده است، گرانیتوییدهای ملایر، بروجرد، الوند، الیگودرز و صوفی‌آباد هستند. هانزیکر و همکاران (Hunziker et al., 2015) سن گرانیتوییدهای باجکان-دورکان را ژوراسیک میانی-پسین برآورد کردهاند و از این دیدگاه با گرانیتوییدهای سنندج-سیرجان قابل مقایسه هستند.
با توجه به تاریخچة زمین‌شناسی پهنۀ سنندج-سیرجان، توده‌های گرانیتوییدی این منطقه در پی فرورانش تختة اقیانوسی نئوتتیس به زیر تختة قاره‌ای ایران مرکزی پدید آمده‌اند. بسیاری پژوهشگران سرشت گرانیتوییدهای سنندج-سیرجان را از گرانیت‌های نوع A دانسته‌اند (Shahbazi et al., 2021; Yajam et al., 2015; Sepahi and Athari, 2006) و برخی نیز از تغییر ماگماتیسم از نوع I به نوع A در پهنۀ سنندج-سیرجان یاد کردهاند (Sarjoughian et al., 2016). این تغییر سرشت و پیدایش گرانیتوییدهای نوع A در پهنۀ سنندج-سیرجان در پی تغییر ژئودینامیک منطقه از رژیم زمین‌ساخت فشارشی (ماگماتیسم کمانی[5]) را پیامد زمین‌ساخت کششی (ماگماتیسم پشت کمانی[6]) در پی فرایند عقب‌گرد تختة فرورانشی نئوتتیس به زیر خردقارۀ ایران مرکزی دانسته‌اند (Ghasemi and Talbot, 2006; Fergusson et al., 2016; Azizi and Stern, 2019; Salehi and Tadayon, 2020; Shirmohammadi et al., 2020). به باور یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015) فعالیت ماگمایی در این پهنه نزدیک به ۱۶۰ تا ۱۴۰ میلیون سال پیش رخ داده است. این ماگماتیسم با نفوذ سنگ‌های مافیک تا حد واسط کالک‌آلکالن وابسته به کمان آغاز شده و با نفوذ گرانیتوییدهای نوع I ادامه یافته است. پس از آن، ماگماتیسم نفوذی گرانیتوییدهای آلکالن نوع A رخ داده است. به باور عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2020)، تغییر ماگماتیسم از نوع I به نوع A در زمان ژوراسیک در پهنۀ سنندج-سیرجان پیامد آشفتگی و به‌هم‌ریختگی هندسة فرورانش تختة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی است. به باور آنها در ژوراسیک پیشین با ایست فرورانش، نبود ماگماتیسم رخ داده است و پس از آن در ژوراسیک پسین – کرتاسه پیشین با تغییر ژئودینامیک منطقه از زمین‌ساخت فشارشی به زمین‌ساخت کششی این دو نوع ماگماتیسم گرانیتوییدی نوع I و نوع A روی داده‌اند.
شکل ۱۰. نقشة زمین‌ساختاری ایران که در آن جایگاه گرانیتوییدهای با سن ژوراسیک در پهنۀ سنندج-سیرجان/باجکان-دورکان با ستاره سیاه‌رنگ نشان داده شده است. سن گرانیتوییدها برگرفته شده از: گرانیتویید صوفی‌آباد یا SAG (Azizi and Stern, 2019)، گرانیتویید الوند یا AL (Shahbazi et al., 2010)، گرانیتویید ملایر یا MG (Aghazadeh et al., 2011)، گرانیتویید بروجرد یا BG (Khalaji et al., 2007)، گرانیتویید الیگودرز یا AG (Esna-Ashari et al., 2012)؛ گرانیتوییدهای زاگرس درونی یا IZG (Omrani et al., 2008)؛ گرانیتویید سرخ‌کوه یا SKG (Karimpour et al., 2011)، گرانیتوییدهای دورکان یا BDG (Hunziker et al., 2015). منطقة بررسی‌شده با چهارگوش نشان داده شده است.
Figure 10. Geostructural map of Iran and the location of Jurassic granites in the Sanandaj-Sirjan/Bajkan-Durkan zone is indicated by black stars. The reference of granitoids’ age are: Soufi Abad Granitoid (SAG) (Azizi and Stern, 2019); Alvand Granitoid (AL) (Shahbazi et al., 2010); Malayer Granitoid (MG) (Aghazadeh et al., 2011); Borujerd Granitoid (BG) (Khalaji et al., 2007); Aligoudarz Granitoid (AG) (Esna-Ashari et al., 2012); Inner Zagros Granitoid (IZG) (Omrani et al., 2008); Sorkh Koh Granitoid (SKG) (Karimpour et al., 2011); Bajkan–Durkan Granitoid (BDG) (Hunziker et al., 2015).
در جنوب‌خاوری ایران، در بخش شمال‌باختری پهنۀ مکران و در مجموعه‌ای به نام باجکان-دورکان، توده‌های آذرین درونی با ترکیب گرانیت، دیوریت و پلاژیوگرانیت درون نهشته‌های رسوبی و واحدهای دگرگونی تفکیک‌نشده (شامل شیست سبز، میکاشیست، آمفیبولیت و...) نفوذ کردهاند. بر پایۀ بررسی‌های سنگ‌نگاری، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز سازنده‌های اصلی و آمفیبول، بیوتیت، زیرکن، ایلمنیت و هماتیت کانی‌های فرعی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. گرانیتوییدهای باجکان-دورکان بیشتر سرشت ماگمایی کالک‌آلکالن دارند و بر پایۀ شاخص اشباع‌شدگی از آلومینیم در گروه گرانیت‌های متاآلومین جای می‌گیرند. غنی‌شدگی این سنگ‌ها نسبت به LREE، LILE همراه با ناهنجاری مثبت Rb در کنار تهی‌شدگی نسبت به HREE، HFSE و ناهنجاری منفی Nb و Ti گویای خاستگاه مذاب پوسته‌ای برای این سنگ‌ها در گسترۀ پایداری پلاژیوکلاز، بدون حضور گارنت است. گرانیتوییدهای باجکان-دورکان ویژگی‌های زمین‌شیمیایی گرانیت‌های نوع A-type نمایش می‌دهند و به زیرگروه A2-type تعلق دارند. جانمایی این سنگ‌ها در گسترۀ مشترک میان گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) و گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG) (که از ویژگی‌های گرانیت‌های نوع A-type به‌شمار می‌رود)، بروز شاخصه‌های گرانیت‌های نوع I در برخی از نمونه‌های بررسی‌شده و جای‌گرفتن نمونه‌ها در گسترۀ محیط زمین‌ساختی پس از برخورد و یا پس از کوهزایی در ارتباط با جایگاه زمین‌ساختی پیدایش این سنگ‌هاست. بدین گونه‌که در یک محیط زمین‌ساختی کرانۀ قاره‌ای فعال، گرانیتوییدهای نوع I به‌دنبال ذوب‌بخشی سنگ‌های پوستۀ زیرین در یک سامانة فشارشی و در محیط کمان آتشفشانی پدید آمده‌اند. در ادامه، گرانیتوییدهای نوع A در پی ذوب‌بخشی سنگ‌های چارنوکیتی پوستۀ زیرین که به‌دنبال زیرراندگی‌های ماگمای مافیک گوشته‌ای آبگیری‌شده‌اند، پدید آمده‌اند. به گفتة دیگر، پیدایش گرانیتوییدهای نوع A در ارتباط با ماگماتیسم کششی در سیستم فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی و پیامد عقب‌گرد تختة فرورو بوده است. تغییر سازوکار زمین‌ساختی از فشارشی به کششی (در پی عقب‌گرد تختة فرورو) در ژوراسیک پسین - کرتاسه پیشین، شکستگی‌های موضعی و یا پیدایش پهنة کششی همانند سازوکار کششی-جدایشی[7] نقش مهمی در جایگیری گرانیتوییدهای نوع A باجکان-دورکان داشته است.
[1] Post-collisional
[2] Post-orogenic
[3] slab roll-back
[4] volcanic arc and syn-collisional granites
[5] arc-magmatism
[6] backarc-magmatism
[7] pull-apart
)