بررسی سنگ‎نگاری و پتروژنز گرانیت آی‌قلعه‌سی در خاور تکاب (شمال‌باختری ایران)

کامران, سعید; جهانگیری, احمد; حاجی علی اوغلی, رباب; مؤید, محسن

doi:10.22108/ijp.2017.21499

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,715
تعداد مقالات	14,054
تعداد مشاهده مقاله	34,041,901
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,631,006

بررسی سنگ‎نگاری و پتروژنز گرانیت آی‌قلعه‌سی در خاور تکاب (شمال‌باختری ایران)

پترولوژی

مقاله 4، دوره 8، شماره 29، خرداد 1396، صفحه 37-52 اصل مقاله (11.09 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.21499

نویسندگان

سعید کامران؛ احمد جهانگیری؛ رباب حاجی علی اوغلی^* ؛ محسن مؤید

گروه علوم‌زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

چکیده

توده گرانیتی بررسی‌شده در شمال روستای آی‏‌قلعه‏‌سی در خاور شهرستان تکاب رخنمون دارد. توده نفوذی آی‌قلعه‌سی با ترکیب اصلی گارنت-مسکوویت گرانیت درون واحد ماسه‌سنگی و کنگلومرایی ائوسن نفوذ کرده و سنگ‎های هورنفلس با درجه دگرگونی ضعیف را در سنگ‌های میزبان پدید آورده است. پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، کوارتز و مسکوویت از کانی‎های اصلی سازنده توده گرانیتی آی‌قلعه‌سی هستند. در این سنگ‎ها، گارنت کانی فرعی است. بافت اصلی سنگ گرانولار است و بافت‏‌های پگماتیتی، میرمکیتی، گرافیکی و پرتیتی نیز از بافت‏‌های فرعی مهم در این سنگ‎ها به‌شما می‌روند. ترکیب شیمیایی سنگ‎ها در نمودارهای رده‌بندی گوناگون در گستره گرانیت‌ها جای دارد. از دیدگاه زمین‎شیمیایی، توده نفوذی آی‌قلعه‌سی پرآلومینوس بوده و از سری ماگمایی کالک‏‌آلکالن و تیپ S است. در نمودار شاخص تصحیح‌شده کلسیک-آلکالی، نمونه‎های بررسی‌شده در گستره کلسیک-آلکالی تا آلکالی-کلسیک جای می‌گیرند. برپایه نمودار شناسایی پهنه زمین‌ساختی، نمونه‎های گرانیتی بررسی‌شده در گسترة هم‏‌زمان با برخورد و وابسته به پهنه برخورد صفحه‌های قاره‌ای ایران‎مرکزی و عربستان جای گرفته ‌است.

کلیدواژه‌ها

گرانیت؛ پرآلومینوس؛ تیپ S؛ هم‏‌زمان با برخورد؛ آی‏‌قلعه‏‌سی؛ تکاب

اصل مقاله

توده گرانیتی بررسی‌شده در مختصات جغرافیایی ´23°47 تا ´25°47 خاوری و ´21°36 تا ´22°36 شمالی، در شمال روستای آی‌قلعه‌سی (در خاور شهرستان تکاب) رخنمون دارد. برپایه پهنه‌بندی‌های زمین‌ساختاری که پژوهشگران گوناگون پیشنهاد کرده‌اند، منطقه تکاب در پهنه‌های‌های سنندج- سیرجان (Alavi, 1994, 2004)، ایران‌مرکزی (Berberian and King, 1981; Stocklin, 1968)، سلطانیه- میشو (Eftekhar Nejad, 1980)، خوی- مهاباد (Nabavi, 1976) و پهنه مرکزی (Central domain; Aghanabati, 2006) جای دارد. جایگاه زمین‌ساختاری این منطقه برپایه بررسی‌های Stocklin (1968) و Nabavi (1976) در شکل 1 دیده می‌شود.

شکل 1- جایگاه منطقه آی‌قلعه‌سی (خاور تکاب، شمال‌باختری ایران) در نقشه‌های پهنه‌بندی زمین‌ساختی ایران: A) برگرفته از Stocklin (1968)؛ B) برگرفته از Nabavi (1976)

در نقشه زمین‎شناسی 1:100000 تکاب (Fonoudi and Hariri, 1999)، این منطقه در محل برخورد پهنه‎های البرز-آذربایجان و سنندج- سیرجان دانسته شده است. برونزد توده‌های نفوذی ژرف و نیمه‌ژرف فراوانی در منطقه تکاب دیده می‌شود و توده گرانیتی آی‌قلعه‌سی نیز یکی از آنهاست. پیرامون جایگاه و خاستگاه این توده‌ها، پرسش‌های اساسی مطرح شده است. پیدایش کانه‌زایی سرب و روی آی‌قلعه‌سی درون ماسه‌سنگ و آهک‌های الیگوسن-میوسن (شکل 2) چه‌بسا به نفوذ گنبدهای نیمه‌ژرف داسیتی وابسته باشد (Dahrazema et al., 2014). Ghorbani (2008) خاستگاه محلول‏‌های گرمابی شرکت‌کننده در پیدایش این کانسار را به توده گرانیتی آی‌قلعه‌سی وابسته دانسته است. درباره توده گرانیتی آی‌قلعه‌سی تا اکنون بررسی‎های کانی‎شناسی و سنگ‎شناسی انجام نشده است. در این پژوهش تلاش می‌شود تا با بهره‌گیری از یافته‌های به‌دست آمده از بررسی‎های صحرایی، سنگ‎نگاری و زمین‎شیمیایی، خاستگاه و پهنه زمین‌ساختی توده نفوذی آی‌قلعه‌سی بررسی شود.

زمین‎شناسی

سنگ‎های منطقه آی‌قلعه‌سی، از قدیم به جدید، شامل سنگ‎های دگرگونی (گنیس، میکاشیست، مرمر، اسلیت و فیلیت) منسوب به پرکامبرین-پالئوزوییک، رخساره‌های رسوبی ائوسن (ماسه‌سنگ) و الیگوسن-میوسن (مارن، آهک، کنگلومرا) و توده‌های نفوذی ژرف و نیمه‌ژرف هستند (Fonoudi and Hariri, 1999). سنگ‎های دگرگونی پرکامبرین-پالئوزوییک در بخش‏‌ خاوری منطقه برونزد دارند (شکل 2). مرز زیرین سنگ‎های دگرگونی با واحدهای ائوسن راندگی است. مرز بالایی آنها نیز با ناپیوستگی با واحدهای جوان‏‌تر الیگوسن-میوسن شناخته می‌شود. در شمال‌خاوری روستای چیچکلو، مرز راندگی واحدهای دگرگونی بر روی ماسه‌سنگ‎های ائوسن آشکارا دیده می‌شود. در نقشه 1:250000 تکاب (Alavi et al., 1982) و برپایه جایگیری آنها در زیر آهک‏‌های نادگرگون پرمین، سن این دگرگونی‌ها پیش از پرمین دانسته شده است. توده گرانیتی آی‌قلعه‌سی، با ترکیب اصلی گارنت- مسکوویت گرانیت، درون واحد ماسه‌سنگی ائوسن نفوذ کرده است (شکل‌های 3 و 4). سنگ‎های هورنفلس پیامد تزریق توده نفوذی گرانیتی درون ماسه‏‌سنگ‎های ائوسن هستند (شکل‌های 3 و 4). در نمونه‌دستی، سنگ‎های هورنفلس تیره‌رنگ و ریزبلور هستند و درجه دگرگونی آنها بسیار ضعیف تا ضعیف (به اندازه رخساره آلبیت- اپیدوت هورنفلس) است. همچنین، نفوذ توده گرانیتی درون واحد ماسه‌سنگی ائوسن، شکستگی و دگرسانی سنگ‎های دربرگیرنده را در پی داشته است در بخش خاوری، واحد دیوریتی درون ماسه‌سنگ‎های ائوسن (در بیرون از گسترة بررسی‎شده) نفوذ کرده است. در نقشه زمین‎شناسی 100000/1 تکاب (Fonoudi and Hariri, 1999)، زمان نفوذ توده دیوریتی پس از الیگوسن-میوسن و چه‌بسا میوسن دانسته شده است (شکل 2). برپایه جایگزینی توده گرانیتی درون ماسه‌سنگ‌های ائوسن، سن توده گرانیتی پس از ائوسن (شاید الیگوسن-میوسن) است. در لبه باختری توده گرانیتی، برونزدی از سنگ‎های پگماتیتی دیده می‌شود. همچنین، در شمال‌خاوری روستای آی‌قلعه‌سی، چندین آپوفیز کوچک در ماسه‌سنگ‎های ائوسن نفوذ کرده‎اند. درون توده نفوذی آی‌قلعه‌سی، دایک‌های پدیدآمده در مرحله‌‌های پایانی جدایش ماگمای گرانیتی، به‎صورت آپلیت و رگه‌های سیلیسی، دیده می‌شوند. همچنین، دایک‌های بازیک به سن کواترنری نیز درون سنگ‎های منطقه دیده می‌شوند.

شکل 2- نقشه زمین‎شناسی منطقه آی‌قلعه‌سی (خاور تکاب، شمال‌باختری ایران)، برگرفته از نقشه زمین‎شناسی 1:100000 تکاب (Fonoudi and Hariri, 999)

شکل 3- تصویرهای صحرایی از منطقه آی‌قلعه‌سی (خاور تکاب، شمال‌باختری ایران): A) دورنمایی از نفوذ توده گرانیتی درون ماسه‌سنگ‎های ائوسن (دید به‌سوی شمال‌خاوری)؛ B) رخنمون توده نفوذی گرانیتی (دید به‌سوی شمال‌خاوری)

شکل 4- تصویرهای صحرایی از منطقه آی‌قلعه‌سی (خاور تکاب، شمال‌باختری ایران): A) رخنمون توده گرانیتی (دید به‌سوی شمال‌خاوری)؛ B) مرز گرانیت با هورنفلس (دید به‌سوی شمال‌باختری)

روش انجام پژوهش

از توده گرانیتی آی‌قلعه‌سی، 22 نمونة سنگی برای بررسی‎های سنگ‎نگاری برداشته شد. سپس، کانی‎شناسی و روابط بافتی 8 نمونه از این سنگ‎ها که کمترین دگرسانی را نشان می‌دادند، دقیق بررسی شد و برای شناسایی عنصرهای اصلی، به روش XRF و عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی، به روش ICP-MS، در سازمان زمین‎شناسی و اکتشافات معدنی تهران تجزیه شدند. جدول‎های 1 و 2 داده‌های تجزیه شیمیایی سنگ‌کل در نمونه‎های بررسی‌شده را نشان می‌دهند. نماد اختصاری کانی‎ها در تصویرهای میکروسکوپی از Kretz (1983) است.

سنگ‎نگاری سنگ‎های آذرین

توده گرانیتی آی‌قلعه‌سی تنوع کانی‎شناسی و ترکیبی چندانی نداشته و کمابیش یکنواخت، از کانی‎های کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، مسکوویت و گارنت ساخته شده است. در این بخش، کانی‎شناسی و روابط بافتی سنگ‎های گرانیت و دایک‌های دیابازی درون آن بررسی می‌شوند.

(1) گرانیت: گرانیت اصلی‌ترین سنگ سازنده توده‌های نفوذی در منطقه بررسی‌شده است. در لبه باختری این توده، سنگ‎های پگماتیت دیده می‌شوند. این سنگ‎ها در نمونه‌دستی به‌رنگ روشن هستند و بافت دانه‏‌ای متوسط تا درشت بلور (پگماتیتی) دارند (شکل 5).

شکل 5 - نمونه‎های دستی سنگ‎ها در توده نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران): A) گارنت- مسکوویت گرانیت؛ B) پگماتیت

ویژگی‌های میکروسکوپی: کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، مسکوویت و پلاژیوکلاز از کانی‎های اصلی سازنده گرانیت است (شکل 6). کوارتز‌ها دانه‌ریز و بی‏‌شکل بوده و خاموشی موجی دارند و فضای میان بلورهای دیگر را پر کرده‌اند (شکل 6- A). درصد مودال کوارتز 25 تا 35 درصد است. در برخی نمونه‎ها، رگچه‌هایی از کوارتز ثانویه درون شکستگی‌های سنگ دیده می‌شوند. درصد مودال پلاژیوکلاز 20 تا 25 درصد است. پلاژیوکلاز بی‏‌شکل تا نیمه‌شکل‏‌دار، با ماکل پلی‌سینتتیک است و به سریسیت دگرسان ‌شده است (شکل6- B).

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی از گرانیت آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران): A) کوارتز با خاموشی موجی به‌همراه ارتوز دگرسان‌شده به کانی‎های رسی (تصویر XPL)؛ B) پلاژیوکلاز با ماکل پلی‏‌سینتتیک (تصویر XPL)، C) میکروکلین با ماکل مشبک (تصویر XPL)؛ D) مسکوویت با رخ یک‌جهتی (تصویر XPL)؛ E) گارنت (تصویر PPL)؛ F) گارنت (تصویر XPL)

پتاسیم‌فلدسپار به‌صورت ارتوز پرتیتی و میکروکلین با بافت مشبک در این سنگ‎ها دیده می‌شود (شکل‌های 6- A و C). درصد مودال پتاسیم‌فلدسپار 35 تا 45 درصد است. به پتاسیم‌فلدسپار بی‏‌شکل تا نیمه‌شکل‏‌دار و دگرسان‌شده به کانی‎های رسی دیده می‌شود. درصد مودال مسکوویت 5 تا 10 درصد است. مسکوویت بی‏‌شکل تا نیمه‌شکل‏‌دار و دارای رخ یک‌جهتی است (شکل 6- D). درصد مودال گارنت کمتر از 5 درصد است. این کانی، ایزوتروپ، بی‏‌رنگ و دارای بلورهای خودشکل شش‌گوش تا گِرد است. در برخی نمونه‎ها، گارنت لبه‌های کلیفیتی (دگرسانی به کلریت و اپیدوت) دارد (شکل‌های 6- E و 6- F). آپاتیت و زیرکن فراوانی بسیار کمی دارند. کانی‎های کدر از کانی‎های فرعی دیگر در این سنگ‎ها هستند. بافت اصلی در این سنگ‎ها گرانولار است. از بافت‏‌های فرعی دیگر می‏‌توان بافت‌های آپلیتی، پگماتیتی، پرتیتی، میرمکیتی و گرافیکی را نام برد (شکل‌های 7- A و 7- D).

شکل 7- انواع بافت‌ها در گرانیت آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران): A) بافت آپلیتی؛ (B) بافت پگماتیت؛ C) بافت پرتیت؛ D) بافت میرمکیت. همه‎ی تصویر‏‌ها در نور XPL هستند.

(2) دایک دیابازی: این سنگ‎ها به‎صورت دایک، توده گرانیتی بررسی‌شده را قطع کرده‌اند. سنگ‎های دیابازی در نمونه‌دستی به‌رنگ سبز تیره هستند (شکل 8- A).

ویژگی‌های میکروسکوپی: پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن از کانی‎های اصلی در دیاباز هستند. در زمینه سنگ،‎ بلورهای پلاژیوکلاز بی‏‌شکل تا نیمه‌شکل‏‌دار و دارای ماکل پلی‌سینتتیک هستند (شکل 8- B). درصد مودال کلینوپیروکسن 30 تا 40 درصد است و بلورهای بی‏‌شکل تا نیمه‌شکل‏‌دار آن در میان بلورهای پلاژیوکلاز دیده می‌شود (شکل 8- C).

در این سنگ‎ها، کلسیت، سرسیت، ترمولیت/ اکتینولیت و کلریت از کانی‎های ثانویه هستند (شکل‌های 8- C تا 8- E). بافت این سنگ‎ها ساب‌افتیک و اینترسرتال است (شکل 8- F).

شکل 8- سنگ‎نگاری دیابازهای آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران): A) دیاباز در نمونه دستی؛ B) کلینوپیروکسن در دیاباز (تصویر XPL)؛ C) کلسیت ثانویه در دیاباز (تصویر XPL)، D) کلریت (تصویر PPL)؛ E) کلریت در دیاباز (تصویر PPL)؛ F) بافت ساب‌افتیک با بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن (تصویر XPL)

بحث و بررسی

زمین‎شیمی توده گرانیتی آی‌قلعه‌سی: در این بخش زمین‎شیمی توده گرانیتی آی‌قلعه‌سی بر پایه داده‌های XRF (عنصرهای اصلی) و ICP-MS (عنصرهای کمیاب) در 8 نمونه سنگی بررسی شده است. داده‌های عنصرهای اصلی، فرعی، کمیاب در سنگ‎های گرانیتی آی‌قلعه‌سی در جدول‎های 1 تا 2 آورده شده است. ترکیب شیمیایی نمونه‎های بررسی‌شده در نمودار مجموع مقدار Na₂O و K₂O در برابر SiO₂، در گستره گرانیت جای می‏‌گیرد (شکل 9- A). در نمودار دو متغیرة R₁-R₂، بیشتر نمونه‎ها در گستره گرانیت و شمار کمتری از آنها در گستره آلکالی‏‌گرانیت جای گرفته‌اند (شکل 9-B ).

جدول 1- داده‌های تجزیه عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) در گرانیت آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) به روش XRF

Sample No.	28	30	38	39	40	41	43	46
SiO₂	77.03	75.48	75.40	71.56	73.91	75.72	76.88	74.41
Al₂O₃	14.71	15.29	16.00	15.64	15.61	14.04	13.47	14.84
Fe₂O₃	0.75	0.46	0.51	0.94	0.58	0.26	0.30	0.57
CaO	0.20	0.28	0.16	0.27	0.37	0.23	0.12	0.87
MgO	0.18	0.18	0.18	0.17	0.14	<.1	0.11	0.12
Na₂O	2.68	2.63	2.97	2.51	3.27	2.15	1.93	3.18
K₂O	3.92	4.46	3.62	4.73	3.58	6.81	5.84	4.77
SO₃	<.1	<.1	<.1	0.19	<.1	<.1	<.1	<.1
TiO₂	<.1	<.1	<.1	0.12	<.1	<.1	<.1	<.1
L.O.l.	0.36	1.12	1.04	3.72	2.40	0.60	1.26	0.94

جدول 2- داده‌های تجزیه عنصرهای کمیاب و خاکی نادر (برپایه ppm) در گرانیت آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) به روش ICP-MS

Sample No.	28	30	38	39	40	41	43	46
Ag	0.2	0.1	0.2	0.2	0.2	0.3	0.2	0.3
As	<1	<1	<1	<1	<1	<1	<1	<1
B	9.3	8.4	7.2	7.2	6.9	6.4	7.7	10.7
Ba	310.8	133.4	858.5	601.7	183.8	506.6	358.6	67.4
Be	0.8	0.7	0.7	1.1	1.5	0.6	0.6	1.7
Bi	0.8	0.9	1.3	0.7	0.3	1.2	1.4	0.7
Cd	0.1	0.1	0.1	0.1	0.2	0.2	0.2	0.1
Co	7.9	16.3	4.2	16.3	8.3	9.7	9.8	13.9
Cr	<1	<1	<1	<1	<1	1.4	0.9	<1
Cu	22.5	7.2	11.8	6	6.4	10.6	17.9	13.5
Ga	7.7	7	8.1	7.4	6.4	5.4	5.7	6.7
Ge	1.8	1.3	2.5	1.4	1.6	2.5	1.4	1.6
Hf	5.8	5.7	3.4	5	5	4.2	5.5	3.5
Hg	0.7	<0.05	2	4.4	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05
Li	2.7	6.1	3.4	8.5	4	1.8	3.7	2
Mn	27.7	28.7	21.3	32.8	47.2	254.6	30.1	51.6
Mo	4.4	5.8	1.9	3.4	3.6	3.7	5.9	1.6
Nb	10.4	19	16.8	18.6	12.3	3.9	11	38.8
Ni	4	11.4	2.1	7.5	4.7	6.4	8.7	6.7
P	67.9	9.9	68.1	75	161.4	27.6	<2	130.2
Pb	48.4	14.1	<3	<3	<3	22.5	2.4	17.1
Rb	187.5	201.3	126.3	184.1	137.2	213.2	203	271.8
S	253.2	148.3	245.4	377.4	132	101.7	129.1	165.9
Sn	0.5	0.5	0.4	0.6	0.6	0.2	0.4	0.4
Sr	99.2	65.5	75.8	151.3	125.2	132.8	79.2	44.8
Ta	1.2	1.1	1.1	1.1	1.3	0.9	1	1.4
Th	7.2	4.9	6	6.6	6.2	4.9	5.2	5.6
Tl	0.3	1	1.3	0.6	0.3	0.9	0.2	0.2
Ti	459.1	361	568.5	608.5	366.3	203.1	204.1	236.4
U	2.1	2.5	2.2	2.1	2.3	2.1	2.2	2.4
V	0.6	1.6	1.8	2.4	1.9	1.1	1.6	1.7
Zn	43.7	25	6.7	11.5	8.8	16.3	12.4	12.1
Zr	6	3.7	<1	1.7	4.3	3.5	<1	6.7
Sc	2.3	3.1	1.2	1.5	1.2	0.9	1.3	2.2
Y	16.1	6.1	3.5	4.2	4.6	9.5	4	10.6
La	11.5	7.4	9.1	15.9	13.1	2.6	4.2	6.9
Ce	24.4	11.3	20.4	22.1	19.5	2.2	7.6	10.6
Pr	<1	<1	<1	<1	<1	<1	<1	<1
Nd	8.5	7.5	7.6	11.1	6.4	8.2	0.8	6.3
Sm	2.4	0.5	1.3	0.6	1.4	0.4	<0.1	1.6
Eu	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1
Gd	<1	<1	<1	<1	<1	<1	<1	<1
Dy	5	4.4	3.6	3.9	4.3	3.8	3.5	4.2
Ho	2.4	2.5	2.5	2.2	2.2	1.9	2.2	2.4
Er	3.7	1.4	0.7	0.8	1	1.1	0.3	2.2
Tm	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1
Yb	1.6	0.6	<0.5	<0.5	<0.5	1.4	0.6	1
Lu	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1

شکل 9- جایگاه ترکیبی توده‌های نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در: A) نمودار رده‏‌بندی Na₂O+K₂O در برابر SiO₂ (Middlemost, 1985)؛ B) نمودار R₁ در برابر R₂ (De la Roche et al., 1980)

نمودار نورماتیو آلبیت- آنورتیت- ارتوز (Barker, 1979) نیز ترکیب گرانیتی نمونه‎های بررسی‌شده را نشان می‌دهد (شکل 10). نمودار نورماتیو Barker (1976) برای سنگ‎هایی با بیش از 10 درصد کوارتز نورماتیو به‌کار گرفته می‌شود. برای شناسایی سری ماگمایی نمونه‎های بررسی‌شده از نمودار درصد وزنی SiO₂ در برابر K₂O بهره گرفته شد. در این نمودار، نمونه‎های بررسی‌شده در گستره کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفته‌اند (شکل 11- A). در نمودار شاخص تصحیح‌شده کلسیک-آلکالی (MALI=Na₂O+K₂O-CaO)، نمونه‎ها در گستره کلسیک-آلکالی تا آلکالی-کلسیک جای دارند (شکل 11-B).

شکل 10- جایگاه ترکیبی توده‌های نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در رده‏‌بندی آلبیت- آنورتیت- ارتوز نورماتیو (Barker, 1979)

شکل 11- جایگاه ترکیبی توده‌های نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در: A) نمودار K₂O در برابر SiO₂ (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار Na₂O+K₂O-CaO در برابر SiO₂ (Frostet al., 2001)

نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007) برپایه تحرک‌ناپذیری عنصرهای Co و Th هنگام فرایندهای گرمابی پیشنهاد شده است. در این نمودار، بیشتر نمونه‎های بررسی‌شده در گستره کالک‏‌آلکالن و شمار کمی از آنها در محدده کالک آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفته‌اند (شکل 12). برای شناسایی شاخص اشباع از آلومینیم (ASI)، نمودار درصد وزنی SiO₂ در برابر نسبت مولار Al₂O₃/CaO+Na₂O+K₂O (A/CNK) (Chappell and White, 1974) به‌کار برده شد. در این نمودار (شکل 13- A)، همۀ نمونه‎های بررسی‌شده در گستره پرآلومینوس جای گرفته‌اند.

شکل 12- جایگاه ترکیبی توده‌های نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007)

شکل 13- شناسایی شاخص اشباع از آلومینیم برای توده‌ نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در: A) نمودار A/CNK در برابر SiO₂ (Chappell and White, 1974)؛ B) نمودار ACNK در برابر A/NK (Maniar and Piccoli, 1989)

همچنین، در نمودار A/CNK (=Al₂O₃/CaO+Na₂O+K₂O) در برابر A/NK (=Al₂O₃/Na₂O+K₂O) (این نسبت‌ها به‎صورت مولار به‌دست می‏آیند)، نمونه‎های بررسی‌شده ویژگی پرآلومینوس نشان می‌دهند (شکل 13- B). در نمودار دو متغیره A-B، دو گسترة پرآلومینوس و متاآلومینوس با پارامترهای A=Al-(K+Na+2Ca) و B=Fe+Mg+Ti از یکدیگر جدا می‌شوند. برپایه شکل 14، نمونه‎های بررسی‌شده ویژگی پرآلومینوس نشان می‌دهند.

بررسی نمودارهای عنکبوتی: نمودارهای عنکبوتی (چندعنصری) بهنجارشده به ترکیب کندریت، پلاژیوگرانیت، پوسته زیرین و پوسته بالایی برای سنگ‎های گرانیتی آی‌قلعه‌سی رسم شد (شکل‌های 15- A تا 15- D). در این نمودارها، عنصرهایی مانند Rb، K، U، Th و Gd آنومالی مثبت و عنصرهایی مانند Zr، Hf، Ti، P و Nb آنومالی منفی نشان می‏‌دهند.

شکل 14- جایگاه ترکیبی توده‌ نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در نمودار دو متغیرة A-B (Debon and Le Fort, 1983)

آنومالی مثبت Rb، از شاخص‏‌های اصلی گرانیت‏‌های پهنه‌های برخورد و پس از برخورد است و نشان‌ می‌دهد که توده‏‌های یادشده در پوسته‌ای قاره‌ای با ستبرای متوسط تا بسیار جایگیری کرده و یا دچار فرآیند آلایش پوسته‌ای شده‎اند (Pearce et al., 1984). دارابودن آنومالی مثبت در عنصرهایی مانند K و Th، نشان‌دهنده نقش پوسته قاره‌ای در تحولات ماگمای سازنده این توده نفوذی است (Harris, 1983; Harris et al., 1986).

آنومالی عنصر Zr می‌تواند در پی جدایش کانی زیرکن از مذاب و پیش از تبلور سنگ‎های بررسی‌شده روی داده ‏‌باشد. درباره آنومالی منفی Nb و Ti، Wilson (1989) بر این باور است که این آنومالی نشانه پیامد فرورانش بر خاستگاه ماگمایی گوشته است.

شکل 15- نمودارهای عنکبوتی برای گرانیت آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران): A) داده‌های بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun, 1980)؛ B) داده‌های بهنجارشده به ترکیب پلاژیوگرانیت (Pearce et al., 1984)؛ C) داده‌های بهنجارشده به ترکیب پوسته زیرین (Weaver and Tarney, 1984)؛ D) داده‌های بهنجارشده به ترکیب پوسته بالایی (Taylor and McLennan, 1985)

همچنین، به ‌باور Saunders و همکاران (1992) و Nagudi و همکاران (2003)، جدایش فازهای کانیایی دما بالا در آغاز تبلور کانی‌هایی مانند ایلمنیت، روتیل و اسفن نیز می‏‌تواند چنین آنومالی را پدید آورد. به باور Nagudi و همکاران (2003)، میانگین ترکیب پوسته قاره‌ای از Nb بسیار تهی شده بوده است؛ ازاین‌رو، هر ماگمای آلایش‌یافته با مواد پوسته‌ای این آنومالی را در شیمی خود نشان می‏‌دهد. ازاین‌رو، آنومالی منفی Nb در الگوی نمودارهای عنکبوتی می‌تواند ویژگیِ همه ماگماهایی باشد که با سنگ‎های پوسته قاره‌ای آلوده شده‎اند. Pearce و همکاران (1984) آنومالی منفی Nb و Ti را پیامد پیدایش ماگما در پهنه‌های فرورانشی دانسته‌اند. آنومالی منفی P نیز می‌تواند نشان‌دهندة تبلور و جدایش آپاتیت از ماگمای سازنده این توده‌ها باشد.

سنگ‌زایی و جایگاه زمین‌ساختی توده نفوذی آی‌قلعه‌سی: برای بررسی پهنه زمین‌ساختی گرانیت آی‌قلعه‌سی از نمودارهای شناسایی گوناگون بهره گرفته شد. در نمودار FeO^t/(FeOt+MgO) در برابر SiO₂، نمونه‎های بررسی‌شده در رده گرانیتوییدهای کوهزایی جای گرفته‌اند (شکل 16- A).

شکل 16- جایگاه ترکیبی توده‌ نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در: A تا C) نمودارهای شناسایی جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدها (Maniar and Piccoli, 1989) (IAG: Island Arc Granitoids؛CAG: Continental Arc Granitoids؛ CCG: Continental Collision Granitoids؛POG: Post Orogenic Granitoids، OP: Oceanic Plagiogranites؛RR: Rif Related Granitoids؛ CEUG: Continental Epeirogenic Uplift Granitoids)

برای شناسایی گرانیتوییدهای کوهزایی از نمودارهای FeO^t+MgO در برابر CaO و FeO^t در برابر MgO بهره برده شد. بر پایه این نمودارها، نمونه‎های بررسی‌شده در گستره IAG+CAG+CCG جای گرفته‌اند (شکل‌های 16- B و 16- C). در نمودار Nb در برابر Y (شکل 17- A) نمونه‎ها در گستره کمان آتشفشانی و برخورد قاره‌ای جای گرفته‌اند. نمودار Rb در برابر Yb+Ta، برای جدایش پهنه‌های زمین‌ساختی کمان آتشفشانی از برخورد قاره‌ای به‌کار برده شد. برپایه این نمودار، نمونه‎ها در گستره گرانیت‌های همزمان با برخورد (Syn-COLG) قرار گرفته‌اند (شکل 17- B). برپایه نمودار R₂ در برابر R₁ نمونه‎های گرانیت آی‌قلعه‌سی ویژگی‌های Syn-collision (همزمان با برخورد) را نشان می‌دهند (شکل 18).

شکل 17- جایگاه ترکیبی توده‌ نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در نمودارهای شناسایی جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدها (Pearce et al., 1984): A) نمودار Nb در برابر Y؛ B) نمودار Rb در برابر Yb+Ta

شکل 18- جایگاه ترکیبی توده‌ نفوذی آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در نمودار R₂ در برابر R₁ (Batchelor and Bowden, 1985)

بررسی ترکیب و پهنه زمین‌ساختی سنگ‌مادر گرانیت آی‌قلعه‌سی: توده‏‌های گرانیتوییدی S-type در پی برخورد دو سنگ‌کرة قاره‌ای و پیامد ناشی از این برخورد (که همان ذوب‌بخشی رسوب‌ها در پی افزایش گرادیان زمین‌گرمایی است) پدید می‌آیند (Chappel and White, 1974). پس ترکیب شیمیایی این گروه از گرانیتوییدها می‌تواند نشان‌دهندة ترکیب شیمیایی خاستگاه آنها (ترکیب سنگ‌مادر) باشد. غلظت بالای Al₂O₃ می‏‌تواند پیامد واکنش‌های ذوب آبزدای (Dehydration melting) متاپلیت‏‌ها در پی شکسته‌شدن کانی‎های بیوتیت و مسکوویت باشد؛ اما در متاگری‌وک‌های سرشار از پلاژیوکلاز و یا در سنگ‎های ماگمایی حد واسط، رخداد ذوب همراه با آبزدایی بیوتیت یا آمفیبول، پیدایش ماگمای فلسیک را در پی دارد (Montel and Vielzeuf, 1997; Patino Douce and Harris, 1998; Springer and Seck, 1997).

ماگماهای برآمده از ذوب آمفیبول دارای ترکیب سرشار از CaO و Na₂O هستند؛ اما مذاب پدیدآمده از ذوب مسکوویت و بیوتیت دارای درصد بالای Al₂O₃ و مقدار کم CaO است و افزون بر این، نسبت Rb/Sr در چنین مذابی بالا و نسبت Sr/Ba در آن کمتر است. برپایه آنچه گفته شد و نیز داده‌های به‌دست آمده از تجزیه شیمیایی نمونه‎های بررسی‌شده، به‌نظر می‏‌رسد که سنگ‌مادر فرضی سنگ‎های بررسی‌شده، سنگ‎های رسی پدیدآمده در حاشیه فعال قاره‌ای باشند (شکل 19).

شکل 19- شناسایی جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌مادر در گرانیت تیپ S منطقه آی‌قلعه‌سی (شمال‌باختری ایران) در نمودار Log(K₂O/Na₂O) در برابر SiO₂ (Roser and Korsch, 1986)

برپایه یافته‌های به‌دست‌آمده از بررسی‎های سنگ‎نگاری و زمین‎شیمیایی، گرانیت‌های بررسی‌شده در منطقه آی‌قلعه‌سی در پهنة هم‏‌زمان با برخورد پدید آمده‌اند. به‌نظر می‌رسد توده نفوذی بررسی‌شده وابسته به پهنه برخورد دو صفحه عربستان و ایران بوده و در پی فرورانش نئوتتیس به زیر ایران‎مرکزی پدید آمده است. برپایه پیشنهاد Agard و همکاران (2005)، این برخورد در زمان الیگوسن- میوسن و در پی کوهزایی آلپی روی داده است. گارنت- مسکوویت گرانیت‌های بررسی‌شده در منطقه آی‌قلعه‌سی از ذوب‌بخشی مواد پوسته‌ای پدیده آمده‌اند.

نتیجه‌گیری

1) برپایه بررسی‎های سنگ‎نگاری، ترکیب توده گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی گارنت-مسکوویت گرانیت بوده و پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، کوارتز و مسکوویت از کانی‎های اصلی سازنده آن هستند. به مقدار کمی گارنت و کانی‎های تیره در این سنگ‎ها دیده می‌شوند؛

2) در نمودارهای رده‌بندی گوناگون، ترکیب شیمیایی نمونه‎های بررسی‌شده در گستره گرانیت‌هاست؛

3) از دیدگاه شاخص اشباع آلومینیم، سنگ‎های بررسی‌شده از نوع پرآلومینوس هستند؛

4) سری ماگمایی سازنده توده گرانیتی بررسی‌شده از نوع کالک‏‌آلکالن بوده و در پهنه کمان ماگمایی حاشیه فعال قاره‌ای و هم‏‌زمان با برخورد قاره- قاره پدید آمده است؛

5) آنومالی مثبت عنصرهایی مانند U، Th، K و Rb، نشان‌دهندة ریشه‌گرفتن ماگمای سازنده توده نفوذی از مواد پوسته قاره‌ای است؛

درباره الگوی تکتونوماگمایی توده گرانیتی بررسی‌شده به‌نظر می‌رسد در پی برخورد دو صفحه عربستان و ایران و فرورانش نئوتتیس به زیر ایران‎مرکزی، ستبرای پوسته در محل برخورد و نیز گرادیان زمین گرمایی سنگ‎های منطقه افزایش یافته است.

مراجع

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences 94: 401-19.

Aghanabati, S. A. (2006) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros Orogenic belt of Iran: New data and interpretations. Tectonophysics 229: 211-238.

Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Sciences 304: 1-20.

Alavi, M., Hajian, J., Amidi, M. and Bolourchi, H. (1982) Geology of Takab-Shahin-Dez Quadrangle. The Ministry of Mines and Metals of Iran, Tehran, Iran.

Barker, F. (1979) Trondjemites: Difinition, environment and hypotheses of origin. In: Trondjemites, dacites and related rocks. (Ed. Barker, F.) 1-12. Elsevier Amsterdam.

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rocks series using multicationic parameters. Chemical Geology 48: 43-55.

Berberian, M. and King, G. C. (1981) Towards a paleogeoraphical and tectonics evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210-265.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8: 173-174.

Dahrazema, B., Azarpeykan, A., Modaberi, S. and Sayareh, A. R. (2014) Assessment of heavy metals pollution in abandoned lead and zinc mine soil from Ayghalesi, SE Takab. Environment and Geology Engineering 94: 129-138.

De La Roche, H., Leterrier, J., Grande, C. P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagram and major element analyses, its relationship with current nomenclature. Chemical Geology 29: 183-210.

Debon, F. and Le Fort, P. (1983) A chemical-mineralogical classification of common plutonic rocks and association. Transactions of the Royal Society of Edinburgh 73: 135-149.

Eftekhar Nejad, J. (1980) Tectonic classiﬁcation of Iranin relation to depositional basins. Journal of Iranian Petroleum Society 82: 19–28 (in Persian).

Fonoudi, M. and Hariri, A. (1999) Geological map of Iran, 1:100000 series sheet Takab. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Frost, B. R., Barnes, C. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification for granitic rocks. Journal of Petrology 42: 2033-2048.

Ghorbani, M. (2008) Econonic geology of ores and mineral indexes in Iran. Aryan Zamin Publishers, Tehran (in Persian).

Harris, C. (1983) The petrology of lavas and associated plutonic inclusions of Ascension Island. Journal of Petrology 24: 424-470.

Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision zone magmatism. In: Collision tectonics. (Eds. Coward, M. P. and Reis, A. C.) Special Publication 19: 67-81. Geological Society of London.

Hastie, A, R., Kerr, A, C., Pearce, J, A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48(12): 2341-2354.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.

Maniar, P. O. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonics discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635-643.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks: An introduction to igneous petrology. Longman Group, London, UK.

Montel, J. M. and Vielzeuf, D. (1997) Partial melting of metagreywackes: part II. Composition of minerals and melt. Contributions to Mineralogy and Petrology 128: 176-196.

Nabavi, M. H. (1976) An Introduction to the Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Nagudi, N., Koberl, C. and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the Sigo granite, Uganda and implications for origin. Journal of African Earth Sciences 36: 1-14.

Patino Douce, A. E. and Harris, N. (1998) Experimental constraints on Himalayan anatexis. Journl of Petrology 39: 689-710.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area. Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81.

Roser, B. P. and Korsch, R. J. (1986) Discrimination of tectonic setting of sandstone- mudstone suites using SiO₂ content and K₂O/Na₂O ratio. Journal of Geology 94: 635-650.

Saunders, A. D., Story, M., Kent, R. and Norry, M. J. (1992) Consequen of plum lithosphere interactions. In: Magmatism and the causes of continent break-up (Eds. story, B. C., Alabaster andPankhurst, R. G.) Special Publication 68: 41-60. Geological Society of London.

Springer, W. S. and Seck, H. A. (1997) Partial fusion of basaltic granulites at 5-15 kbar: implications for the origin of TTG magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 127: 30-45.

Stocklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum, Geologists Bulletin 52: 1229–1258.

Sun, S. S. (1980) Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society A297: 409-445.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford.

Weaver, B. and Tarney, J. (1984) Empirical approach to estimating the composition of the continental crust. Nature 310: 575-57.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Unwin Hyman Ltd, London.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,120

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,877

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

بررسی سنگ‎نگاری و پتروژنز گرانیت آی‌قلعه‌سی در خاور تکاب (شمال‌باختری ایران)