زمین‌شیمی و محیط تکتونوماگمایی نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی (جنوب مهاباد)‏

مقدمه

سنگ‏‌های گرانیتی در هر محیط زمین‏‌ساختی یافت می‏‌شوند. محیط‌های زمین‌ساختی پیدایش گرانیت‌های وابسته به پشته‌های اقیانوسی (ORG)، گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG)، گرانیت‌های کمان‌های آتشفشانی (VAG)، گرانیت‌های هم‏‌زمان با برخورد (Syn- collision) و گرانیت‌های پسابرخوردی (Post- collision) از محیط‌های زمین‏‌ساختی پیدایش گرانیتویید‌ها هستند (Pearce et al., 1984; Pearce, 1996). فرایندهای گوناگونی (مانند: تبلوربخشی، آلایش ماگمایی، آمیختگی ماگمایی، هضم، جدایش و همگن‌شدن و همچنین، سیال‌های ماگمایی) تغییرات گسترده‌ای در ترکیب گرانیتوییدها پدید می‌آورند (Pearce, 1996; Pitcher, 1997; Best, 2003; Patinõ Douce, 1999). ازاین‌رو، گرانیتوییدها به گروه‌های I (نوع آذرین)، S (نوع رسوبی)، M (نوع گوشته‏‌ای) و A (نوع بی‏‌آب یا غیرکوهزایی) رده‌بندی شده‏‌اند (Chappell and White, 1974; White, 1979; Loiselle and Wones, 1979). افزون‌براین، گرانیتوییدهای نوع H (دورگه‏‌ای، Hybrid) و C (شارنوکیتی، Charnockitic) نیز شناسایی شده‌اند (Castro et al., 1991; Kilpatrick and Ellis, 1992). برپایة محیط زمین‏‌ساختی، رخداد و تغییر ترکیبی، گرانیتوییدها سرشت کالک‏‌آلکالن، آلکالن، پرآلکالن، پرآلومینوس و متاآلومینوس دارند (Maniar and Piccoli, 1989; Frost et al., 1999; Didier and Barbarin, 2001). برپایة اینکه مقدار آهن در شیمی سنگ‏‌های گرانیتی چه تغییری نشان می‌دهد، این سنگ‏‌ها به دو گروه فرو و فریک رده‌بندی شد‌ه‌اند (Frost et al., 2001). برخی پژوهشگران (Ishihara, 1977) گرانیتوییدها را به دو گروه مگنیتیت- ایلمنیت‌دار و ایلمنیت‌دار رده‌بندی کرد‌ه‌اند. بیشتر گرانیتوییدهای ایران در صفحه ایران مرکزی و پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان نفوذ کرده‏‌اند. در ایران جایگزینی سنگ‏‌های گرانیتوییدی بیشتر در مزوزوییک (ژوراسیک و کرتاسه) و ترشیری (الیگومیوسن و میوسن) روی داده است؛ اما در پالئوزوییک و پرکامبرین نیز به اندازة بسیار کمتر در این پهنه‏‌ها نیز تزریق شده‏‌اند (Berberian and King, 1981).

کمربند کوهزایی زاگرس که بخشی از سیستم کوهزایی آلپی به‌شمار می‌آید، دربردارندة سه پهنه زمین‏‌ساختی موازی با روند شمال‏‌باختری- جنوب‌خاوری است: الف) پهنه کمان ماگمایی ارومیه- دختر (UDMA)؛ ب) پهنه سنندج- ‌سیرجان (SSZ)؛ پ) پهنه چین‌خورده و تراستی زاگرس (ZFTB) (Alavi, 1994). نفوذی‏‌های قروچاه سفلی در بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان نفوذ کرده‏‌اند (شکل 1). بیشتر گرانیتوییدهای این پهنه نوع- I فرورانشی هستند (Berberian and King, 1981; Ghazi and Moazzen, 2015; Hassanzadeh and Wernicke, 2016).

در پهنه‌های فرورانشی، بیشتر گرانیتوییدها از نوع- I هستند و ترکیب کالک‏‌آلکالن نشان می‏‌دهند. در این سنگ‏‌ها، پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت و کلینوپیروکسن از کانی‏‌های اصلی هستند. بسیاری از این گرانیتوییدها قطعه‌هایی گردشده و یا بیضوی‌شکل از سنگ‏‌هایی دارند که از خود توده اصلی مافیک‏‌تر و دانه ریزتر هستند. این بخش‏‌ها انکلاوهای مافیک دانه ریز نامیده شده‏‌اند (Didier and Barbarin, 1991).

شکل 1- A) نقشه ساده‌شدة زمین‏‌شناسی باختر ایران از Stöcklin (1968) و Alavi (1994) (مخفف نام توده‏‌های نفوذی: UR: ارومیه؛ NQ- PA: نقده- پسوه؛ PR: پیرانشهر؛ KH: خلیفان؛ SQ: سقز؛ MV: مریوان؛ SD: سنندج؛ SF: صوفی‏‌آباد؛ GV: قروه؛ AM: آلموقلاغ؛ HD: همدان)؛‌ B) نقشه ساده‌‌شدة زمین‏‌شناسی منطقه قروچاه سفلی در جنوب مهاباد (با تغییر پس از Omrani و Khabbaznia، 2003)

نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی بخشی از پهنه سنندج- سیرجان شمالی هستند و در 40 تا 60 کیلومتری جنوب مهاباد جای گرفته‌اند (شکل 1). پهنه ماگمایی- دگرگونی سنندج- سیرجان در راستای مرز فعال کمان ماگمایی ارومیه- دختر و در فاصلة میان این کمان با کمربند چین‌خورده و تراستی زاگرس است. این پهنه، مجموعه‏‌ای از فرایند‏‌های ماگمایی و دگرگونی از نوع آندی است و بیشتر دربردارندة سنگ‌های آذرین درونی و بیرونی با ترکیب توله‏‌ایتی، کالک‏‌آلکالن، آلکالن سرشار از پتاسیم و دگرگونی‏‌های نوع بارووین است (مانند: Stöcklin, 1968; Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003; Azizi et al., 2013; Izadyar et al., 2014; Sepahi et al., 2014; Ghazi and Moazzen, 2015; Hassanzadeh and Wernicke, 2016). بیشتر سنگ‏‌های ماگمایی این پهنه در پی فرورانش نئوتتیس به‌زیر ایران مرکزی پدید آمده‌اند (مانند: Berberian and King, 1981; Ghazi and Moazzen, 2015; Hassanzadeh and Wernicke, 2016).

هدف از انجام این پژوهش، بررسی ارتباط زایشی میان لیتولوژی‏‌های گوناگونِ توده‌های آذرین درونی رخنمون‌یافته و انکلاوهای درون آنها در این منطقه، برپایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی است. برای دستیابی به این هدف، افزون‌بر بررسی‏‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری (کانی‏‌شناسی)، از داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی و نیز نمودار‌های گوناگونی زمین‌شیمیایی بهره گرفته شد. همچنین، در بررسی سنگ‏‌شناسی و محیط زمین‏‌ساختی محل پیدایش نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی، داده‌های زمین‌شیمیایی بحث شده‌اند.

زمین‏‌شناسی منطقه

نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی جنوب مهاباد (شکل 1)، بیشتر دربردارندة سنگ‏‌های حد واسط و فلسیک تونالیت و گرانودیوریت و به میزان کمتر، کوارتزدیوریت، مونزوگرانیت، سینوگرانیت و آلکالی‌فلدسپار گرانیت هستند (شکل 2). به‌هر روی، در این محدوده، سنگ‏‌های آذرین و دگرگونی دیگری با سن‏‌های گوناگون نیز رخنمون دارند. رخنمون‏‌های صحرایی بسیار محدود بوده و با پوشش گیاهی فراگرفته شده‏‌اند (شکل 2- A). در بسیاری رخنمون‏‌ها، سنگ‏‌های نفوذی بررسی‌شده، دچار هوازدگی و دگرسانی گسترده‏‌ای شده‏‌اند (شکل 2- A).

شکل 2- تصویرهای صحرایی از نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی (جنوب مهاباد): A) رخنمون‏‌های دیوریتی و گرانیتی با مرز واضح؛ B) رخداد انکلاوهای تیره دانه ریز با ترکیب دیوریتی درون گرانیت در نزدیکی محل تصویر A؛ C) انکلاوهای تیره دانه ریز با ترکیب دیوریتی؛ D) انکلاو نفوذی مرحله نخست در گرانیت نفوذی مرحله دوم؛ E) رخداد انکلاو دیوریتی در انکلاو گرانیتی مرحله تزریقی نخست که هر دو درون گرانیت تزریقی مرحله دوم هستند؛ F) انکلاو هم‏‌خاستگاه دانه‏‌ریز درون گرانیت (که در مرحله سوم تزریق شده است)

بیشتر نفوذی‏‌های یادشده، سنگ‏‌های بیشتر آهکی، شیلی و دگرگونی ناحیه‏‌ای به سن کرتاسه پسین را قطع کرده‏‌اند و ریداد دگرگونی همبری تا رخساره هورنبلند- هورنفلس را به‌دنبال داشته‏‌اند؛ پس سنی پس از کرتاسه دارند (Omrani and Khabbaznia, 2003). به باور Omrani و Khabbaznia (2003)، رخداد کوهزایی در آغاز سنوزوییک، عامل اصلی پیدایش توده‏‌های آذرین درونی گرانیتی- گابرو دیوریتی قروچاه ‌سفلی بوده است (شکل 1). بخش بزرگی از توده‏‌های آذرین درونی بررسی‌شده در واحدهای شیست- فیلیت- اسلیت پروتروزوییک (هم‌ارز سازند کهر؛ Omrani and Khabbaznia, 2003) تزریق شده‌اند و آنها را دچار دگرگونی همبری کرده‏‌اند. ازآنجایی‌که رخنمون‏‌های سنگی در مرز مشترک میان این واحدها و نفوذی‏‌های بررسی‌شده با پوشش گیاهی و خاک‏‌های حاصل از فرسایش پوشیده شده‏‌اند، امکان نمونه‏‌برداری برای بررسی این دگرگونی همبری کمابیش ناشدنی است. به‌هر روی، بررسی چند نمونه از مقطع‌های نازک سنگ‏‌های دگرگونی این منطقه، نشان می‌دهد گردهمایی کانیایی از کانی‌های بیوتیت+ مسکوویت+ کوارتز+ پلاژیوکلاز+ کلریت+ کانی‏‌های کدر و فابریک لپیدوبلاستیک دارند. برخی بیگانه‏‌سنگ‏‌های فروافتاده در توده بررسی‌شده از این سنگ‏‌های دگرگونی بوده‌اند و هنگام تزریق درون توده ماگمایی جای گرفته‏‌اند (به بخش سنگ‌نگاری مراجعه شود).

بررسی سنگ‏‌های گابرویی- دیوریتی در نزدیکی شمال‏‌باختری منطقه بررسی‌شده (90 کیلومتر) با نام پلوتون پسوة‌ نقده (Mazhari et al., 2011) نشان داده‌اند (شکل 1) این سنگ‏‌ها بافت کومولایی و سرشت کالک‏‌آلکالن دارند. این پژوهشگران دریافتند که این سنگ‏‌ها در پی فرورانش نئوتتیس به‌زیر صفحه ایران پدید آمده‌اند. افزون‌براین، در همین منطقه، آنها توده‏‌های نفوذی از گرانیت‏‌های کالک‏‌آلکالن تا برخی پلوتون‏‌هایی با ترکیب آلکالن را شناسایی کرده‌اند که مستقیماً در ارتباط با فرورانش نئوتتیس به‌زیر صفحه ایران پدید آمده‏‌اند. افزون‌بر آنچه گفته شد، (Ghalamghash et al. (2009، در نزدیکی نقده (100 کیلومتری شمال‏‌باختری منطقه بررسی‌شده)، پلوتون‏‌های گرانیتی با سرشت کالک‏‌آلکالن را شناسایی‏‌اند که وابسته به فرورانش نئوتتیس بوده‌اند. همچنین، Bea و همکاران (2011)، پلوتون خلیفان در 40 کیلومتری جنوب‏‌باختری محدوده بررسی‌شده، با سنی نزدیک به Ma 315 (به سن واریسکن) را شناسایی‌ کرده‌‏‌اند که از گرانیت‏‌های پرآلومینوس نوع- A هستند. به‌ باور آنها، پیدایش این گرانیتوییدها پیامد تکامل ابرسرزمین کیمرین بوده است. دربرابر آنها، Mazhari و همکاران (2009)، توده‏‌های نفوذی با توزیع دوگانه در منطقه پیرانشهر (مافیک با ترکیب گابرویی- گرانیتی با ترکیب نوع- A) و سرشت کالک‏‌آلکالن- آلکالن را به سن ائوسن (نزدیک به Ma 41) دانسته‌اند و آنها را نشانه‌ای از پایان برخورد هنگام رویداد کوهزایی زاگرس و به‌صورت توده‌های آذرین پسابرخوردی دانسته‏‌اند (شکل 1).

برپایة درصد فراوانی کانی‏‌های روشن یا تیره در نمونه دستی، 3 مرحله نفوذ (شکل‏‌های 2- D تا 2- F) و 3 نوع انکلاو (شکل‏‌های 2- B تا 2- F) شناسایی شدند (شکل 2). رخنمون‏‌های نفوذی اصلی با درصد مودال بالایی از کانی‏‌های تیره، به رنگ تیره‏‌تر و دانه درشت‏‌تر دیده می‌شوند (شکل 2- D). بیشتر این سنگ‏‌ها ترکیب دیوریتی (شکل 2- A؛ سمت چپ)، کوارتزدیوریتی و تونالیتی دارند. برپایة روابط صحرایی (رخداد انکلاوها)، این نوع از توده‏‌های نفوذی کمی زودتر (مرحله نخست تزریق) از دیگر توده‌ها تزریق شده‏‌اند و گاه به‌صورت انکلاو درون توده‏‌های نفوذی تزریق شده جوان‌تر دیده می‏‌شوند (شکل‏‌های 2- C و 2- D). مرزهای این نوع انکلاوها در توده‏‌های نفوذی جوان‌تر (شکل‌های 2 و 3) به‌صورت تجمع کانی‏‌های تیره شناخته می‏‌شود (شکل 2- D). این حاشیه یا به‌دنبال تبادل سیال‌ها و برخی عنصرها در مرز توده و انکلاو و در پی رشد کانی‏‌های آبدار آمفیبول و بیوتیت پدید آمده‏‌ است (Didier et al., 2001) و یا به‌دنبال جایگیری در محیط سردتر، اطراف‏‌شان سریع‏‌تر سرد شده است و ازاین‌رو، درصد بیشتری از کانی‏‌های تیره در قیاس با مرکز متبلور شده‏‌اند. بیشتر انکلاوها کروی و یا بیضوی‌شکل هستند و حاشیه واکنشی تدریجی ندارند و این نکته گویا دلیل دوم و عامل اصلی تبلور بلورهای مافیک در مرزهای انکلاوهاست. ازآنجایی‌که شکل انکلاوهای یادشده کروی و یا بیضوی است، گویا ماگمای نفوذی مرحله نخست با مرحله دوم و سوم از دیدگاه زمانی کمابیش همزمان بوده‏‌اند (شکل 2- B؛ Didier and Barbarin, 1991; Didier et al., 2001). مرز میان دیوریت‏‌ها و برخی گرانیت‏‌ها در منطقه واضح است (شکل 2- A)؛ اما دیدن انکلاوهای کروی و بیضوی شکلی از این دیوریت‏‌ها در بخش‏‌های گرانیتی (شکل 2- B)، در نزدیکی محل همبری این دو رخنمون سنگی، نشان‌دهندة همزمانی تقریبی فعالیت این دو نوع ماگما در آشیانه ماگماییِ مشترک بوده است. برپایة رنگ و شکل، این انکلاوها از انکلاوهای تیره دانه‏‌ریز (mafic microgranular enclaves) به‌شمار می‌روند (Didier and Barbarin, 1991).

نفوذی‏‌های رخنمون‌یافته بعدی (نفوذی‏‌های مرحله 2 و 3) که سن آنها کمی جوان‏‌تر از مرحله تزریقی پیشین (نفوذی 1) است، درصدمودال کانی‏‌های تیره کمتری دارند و روشن‏‌تر هستند (شکل‏‌های 2- D تا 2- F). این رخنمون‏‌ها ترکیب گرانودیوریتی، مونزوگرانیتی و سینوگرانیتی دارند. در این نوع از گرانیت‏‌ها گاه 3 دسته انکلاو دیده می‏‌شود:

الف) انکلاوهای تیره دانه‏‌ریز (شکل 2- D)،

ب) انکلاوهای مافیک هم‏‌خاستگاه (Mafic cognate) درون گرانیت‏‌های تزریقی مرحله دوم که خود گاه انکلاوهای تیره دانه‏‌ریز را درون خود دارند (شکل 2- E)؛

پ) انکلاوهای هم‏‌خاستگاه گرانیت‏‌های تزریقی مرحله سوم (شکل 2- F).

انکلاوهای مافیک هم‏‌خاستگاه بخش‏‌هایی از توده‏‌های نفوذی هستند که در ضربان‏‌های تزریقی نخستین به‌صورت مذاب وارد آشیانه ماگمایی شده‏‌اند و پس از تبلور و وقتی که هنوز به‌صورت خمیر بلورین (Crystal mush) بوده‏‌اند، در تزریق‏‌های بعدی درون توده ماگمای جای گرفته‌اند (برای بررسی بیشتر: Barbarin, 1999; Chappell and White, 2001; Jafari et al., 2014). همه انواع انکلاوها و بخش‏‌هایی از نفوذی‏‌های مرحله تزریقی نخست و دوم درون گرانیت مرحله تزریقی سوم یافت می‏‌شوند. پس آخرین ضربان تزریق ماگما به درون آشیانه ماگمایی، بخش‏‌های روشن هستند و یا بخش‏‌هایی که بالاترین تفریق ماگمایی را نشان می‏‌دهند. تقدم و تاخر رخداد این نفوذی‏‌ها به‌خوبی نشان‌دهندة جدایش بلورین در آشیانه‏‌های ماگمایی ژرف است که در هنگام تزریق به آشیانه‏‌های ماگمایی سطحی‏‌تر به‌صورت تفریق‌یافته و دربرگیرنده انکلاوهای مافیک‏‌تر پیشین نمود یافته است. پس گویا همه سنگ‏‌های بررسی‌شده، از دیدگاه ویژگی‌های صحرایی، مربوط به یک نسل ماگمایی هستند و تنها مراحل تزریقی گوناگون آنها را از یکدیگر جدا کرده است.

روش انجام پژوهش

با بررسی نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی و تصویرهای ماهواره‏‌ای، چندین مسیر در رخنمون‏‌های سنگی برای نمونه‏‌برداری برگزیده شد و سپس شمار 70 نمونه سنگی در مسیرهای موازی برداشت شد. نمونه‌برداری‌ها به‌صورت روند خاوری- باختری انجام شدند؛ زیرا مجموعه‏‌های سنگی گوناگون کمابیش رخنمون‏‌های شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری دارند (شکل 1). همچنین، 15 نمونه سنگی هم به‌صورت اتفاقی برداشت شد. از میان این نمونه‏‌ها، 20 نمونه از انکلاوها برداشت شده‏‌اند. پس از بررسی سنگ‏‌نگاری 60 مقطع نازک، 10 نمونه از متنوع‏‌ترین نمونه‏‌های گرانیتی- گابرویی- دیوریتی و انکلاو که از دیدگاه کانی‏‌شناسی و بافتی توزیع جغرافیایی مناسبی در منطقه داشتند، برای انجام تجزیه شیمیایی سنگ کل برگزیده شدند. تجزیه‏‌های شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی در شرکت GeoLab کشور کانادا به‌ترتیب با دستگاه XRF و ICP-MS مدل ISO/IEC 17025 انجام شدند (جدول‌های 1 و 2). بررسی‌های سنگ‏‌شناسی، روی سنگ‏‌های نفوذی اصلی و انکلاوهای همراه انجام شدند و روش‏‌های گوناگونی (مودال کانی‏‌شناسی اشتریکایزن و شیمیایی TAS) برای نامگذاری سنگ‏‌ها به‌کار برده شدند.

سنگ‌نگاری

نفوذی‏‌های گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه ‌سفلی، اساساً دانه درشت تا دانه متوسط هستند و از کانی‏‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، بیوتیت، هورنبلند و در برخی نمونه‏‌ها کلینوپیروکسن ساخته شده‌اند. اندازه متوسط دانه‏‌ها 4- 2 میلیمتر است (شکل 3). همه نمونه‏‌های بررسی‌شده، بافت گرانولار دارند (شکل 3).

نمونه‏‌های گابرویی- دیوریتی- کوارتزدیوریتی بیشتر از پلاژیوکلاز (60- 40 درصدمودال)، کلینوپیروکسن (20- 2 درصدمودال)، هورنبلند (20- 5 درصدمودال)، بیوتیت (15- 5 درصدمودال)، کانی‏‌های کدر (3- 1 درصدمودال) و مقدار کمی کوارتز (5- 0 درصدمودال) تشکیل شده‏‌اند. اندازه بیشتر دانه‏‌های آنها 1 تا 2 میلیمتر است. بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار هورنبلند در زمینه سنگ دیده می‏‌شوند. در برخی نمونه‏‌ها، هسته پلاژیوکلازها، سوسوریتی شده‏‌اند (شکل‏‌های 3- A و 3- B).

نمونه‏‌های تونالیتی- گرانودیوریتی- مونزوگرانیتی بیشتر دربردارندة پلاژیوکلاز (60- 40 درصدمودال)، کوارتز (20- 10 درصدمودال)، پتاسیم‌فلدسپار (25- 2 درصدمودال)، هورنبلند (15- 2 درصدمودال)، بیوتیت (10- 2 درصدمودال)، کانی‏‌های کدر و مقدار کمی کلینوپیروکسن (5- 2) هستند. اندازه بیشتر دانه‏‌ها 2 تا 5 میلیمتر است. بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار هورنبلند و بیوتیت تنها در زمینه و همراه با کانی‏‌های اصلی دیگر سنگ‏‌ساز رخ می‏‌دهند. در برخی نمونه‏‌ها، به اندازة اندکی بیوتیت به کلریت، آمفیبول به اپیدوت و کلریت و هسته پلاژیوکلازها، دگرسان شده‏‌اند (شکل‏‌های 3- C و 3- D). فراوان‌ترین بافت در این سنگ‏‌ها گرانولار است.

رخنمون‏‌های با ترکیب آلکالی‌فلدسپار گرانیت که همراه با این بخش از نفوذ‏‌های بررسی‌شده دیده می‏‌شوند، بیشتر دربرگیرندة پتاسیم‌فلدسپار (65- 40 درصدمودال)، کوارتز (40- 25 درصدمودال)، پلاژیوکلاز (5- 2 درصدمودال)، بیوتیت (5- 2 درصدمودال)، هورنبلند (2- 1 درصدمودال) و مقدار کمی (کمتر از 1 درصدمودال) کانی‏‌های کدر هستند. بافت اصلی این سنگ‏‌ها گرانوفیری و گرانولار است. در برخی نمونه‏‌های سالم‏‌تر پرتیت دیده می‌شود. به‌دنبال دگرسانی شدید، بیشتر بلورهای پتاسیم‌فلدسپار و پلاژیوکلاز با سوسوریت و کانی‏‌های رسی جایگزین شده‏‌اند.

در بسیاری از نمونه‏‌ها، کانی فرعی آپاتیت به‌صورت منشوری (1/0 تا 3/0 درصدمودال) است و فراوانی چشمگیری دارد. این کانی فرعی بیشتر در بخش‏‌هایی دیده می‌شود که درصدمودال بیوتیت و هورنبلند بالاست. در بیشتر نمونه‏‌ها، فراوانی کانی‏‌های آبدار (گاه تا 40 درصدحجمی مودال سنگ) نشان‌دهندة فراوانی سیال‌ها در ماگمای این نفوذی‏‌هاست. در نمونه‏‌های فلسیک (مونزوگرانیت و سینوگرانیت)، بلورهای پتاسیم‌فلدسپار به‌صورت میکروکلین و ارتوکلاز پرتیتی حضور دارند (شکل 3- D). در برخی انکلاوهای درون این نفوذی‏‌ها، روتیل نیز یافت می‏‌شود (شکل 3- C).

وجود لخته‏‌های مافیک سرشار از پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت، کانی‏‌های کدر و آپاتیت (شکل‏‌های 3- B و 3- C) که ترکیب سنگ‏‌شناسی همانند دیوریت دارند، نشان می‏‌دهد این لخته‏‌ها به‌دنبال آمیختگی در هنگام تزریق و یا هنگام تبلور، با مذاب‏‌های تزریقی مافیک‏‌تر به‌صورت انکلاو مافیک دانه‏‌ریز پدید آمده‏‌اند (Didier and Barbarin, 1991; Didier et al., 2001؛ به بخش بحث مراجعه شود). انکلاوها، ترکیب گابرویی، دیوریتی، کوارتزدیوریتی دارند و بیشتر از پلاژیوکلاز (60- 40 درصدمودال)، کوارتز (5- 0 درصدمودال)، پتاسیم‌فلدسپار (2- 1)، هورنبلند (25- 10)، بیوتیت (15- 5)، کانی‏‌های کدر (15- 5) و مقدار چشمگیری کلینوپیروکسن (15- 5) ساخته شده‏‌اند. اندازه بیشتر دانه‏‌ها 1 تا 2 میلیمتر است. در برخی انکلاوها، بیوتیت اندکی با کلریت، آمفیبول و کلینوپیروکسن با اپیدوت و کلریت جایگزین شده‌اند و هسته پلاژیوکلازها نیز سوسوریتی شده‏‌ است.

بررسی مرز این انکلاوها با توده ماگمایی اصلی (شکل 3- C) نشان می‏‌دهد در مرز آنها تجمع بلورهای آبداری مانند هورنبلند و به‌ویژه بیوتیت بسیار بالاست (شکل 3- C). در این مرز به‌دنبال تبادل در سیال‌ها و برخی عنصرها (مانند: Si، K، Na و Al) میان توده و انکلاو (Didier and Barbarin, 1991; Didier et al., 2001) شرایط برای رشد بلورهای آبدار فراهم‌ شده است (همچنین، به شکل‏‌های 2- D و 3- F مراجعه شود). دیدن انکلاوهای مافیک با اندازه‏‌های کوچک (شکل‏‌های 2- B، 2- D و 2- F)، همچنین، ویژگی‌های کانی‏‌شناسی آنها (شکل‏‌های 3- B و 2- C) نشان می‏‌دهند در سنگ‏‌های گرانیتی بررسی‌شده، شاید خاستگاه برخی کانی‏‌های مافیک، کدر و آپاتیت، انکلاوهای مافیک دانه‏‌ریز باشد. افزون‌بر این انکلاوها، گروه دیگری از انکلاوها هستند که چه‌بسا بیگانه‏‌سنگ‏‌هایی (Xenolith) رسی یا رسی دگرگون‏‌شده‌ای باشند که درون تودة نفوذی فروافتاده‏‌اند (شکل 3- E). کوارتز، بیوتیت، مسکوویت و کانی‏‌های کدر مجموعه کانیایی سازندة این بیگانه‏‌سنگ‏‌ها هستند. در بخش‏‌هایی که این بیگانه‏‌سنگ‏‌ها حضور دارند، بیوتیت و مسکوویت در زمینة تودة نفوذی پراکنده شده‏‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که در بخش عبوری، این دو بلور با بلورهای هورنبلند، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، کدر و کوارتز همراه شده‏‌اند و در بخش‏‌های کمی دورتر به‌صورت تدریجی مقدارهای مودال بیوتیت و مسکوویت جداشده از این بیگانه‏‌سنگ‏‌ها کاهش یافته است (شکل 3- E).

زمین‌شیمی

مقدار اکسید‌ سیلیسیم و دیگر اکسیدهای اصلی در سنگ‏‌های گوناگون نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی جنوب مهاباد تغییر گسترده‏‌ای دارد و مقدار سیلیس آنها از 48 تا 76 درصدوزنی متغیر است (جدول 1؛ شکل 4).  

جدول 1- تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی (جنوب مهاباد) برپایة روش ICP- OES (6 نمونه نخست ترکیب توده‏‌های ماگمایی و 4 نمونه دیگر، ترکیب انکلاوها را نمایش می‏‌دهند) (G.: Gabbro؛ G. D.: Gabbroic diorite؛ D.؛ Diorite؛ Q. D.: Quartz diorite؛ Gd.؛ Granodiorite؛ S. G.؛ Syenogranite؛ A. F. G.: Alkali feldspar granite)

شکل 4- ترکیب نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی (جنوب مهاباد) در نمودارهای هارکر (Harker, 1909): A) SiO₂ دربرابر MgO؛ B) SiO₂ دربرابر FeO؛ C) SiO₂ دربرابر CaO؛ D) SiO₂ دربرابر Al₂O₃؛‌ E) SiO₂ دربرابر Na₂O؛ F) SiO₂ دربرابر K₂O

تغییر شدید در SiO₂ پیامد درصدمودال متفاوت کانی‏‌های سنگ‏‌ساز، کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و همچنین، کانی‏‌های تیره است. همخوانی منفی میان SiO₂ و اکسیدهای MgO، FeO، CaO و Al₂O₃ (شکل‏‌های 4- A تا 4- D) و همخوانی مثبت میان SiO₂ و اکسیدهای K₂O و Na₂O (شکل‏‌های 4- E و 4- F) نشان می‏‌دهند تغییر در درصدمودال کانی‏‌های روشن و تیره عامل اصلی این تغییر بوده است. افزون‌براین، شاید فرایند جدایش بلورین عامل اصلی در تغییر فازهای گوناگون تزریقی بوده است (Rollinson, 1993).

سنگ‏‌های نفوذی گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه ‌سفلی جنوب مهاباد همگی ویژگی ساب‏‌آلکالن (شکل 5- A) و سرشت کالک‏‌آلکالن دارند (شکل 5- B). این سنگ‏‌ها ترکیب متآلومینوس دارند (شکل 5- C). سنگ‏‌های بررسی‌شده، با فراوانی بالای هورنبلند، از دیدگاه زمین‌شیمیایی نزدیک به گرانیت‏‌های نوع- I کمربند چین‏‌خوردة لاکلن (Lachlan) استرالیا رسم می‏‌شوند (شکل 5- C). برپایة بررسی‏‌های صحرایی، ویژگی‌های میکروسکوپی، زمین‌شیمیایی، سنگ‌زایی و محیط زمین‏‌ساختی، گرانیت‏‌های لاکلن به دو گروه I و S رده‌بندی می‏‌شوند. انواع I و S نیز به‌ترتیب متآلومینوس تا پرآلومینوس ضعیف و پرآلومینوس هستند (مانند: Healy et al., 2004). رسم همه نمونه‏‌ها در محدوده متالومینوس و نزدیک به محدوده LFB I- types نشان می‏‌دهد سنگ‏‌های بررسی‌شده همگی سرشت متآلومینوس نوع- I دارند.

مقدار عنصرهای فرعی انتقالی جدول تناوبی نشان می‏‌دهد در کل، از نمونه‏‌های بازیک به‌سوی نمونه‏‌های اسیدی، مقدار عنصرهای Co و V کاهش می‏‌یابد (جدول 2). این پدیده شاید پیامد بیشتر‌بودن درصدمودال کانی‏‌های تیره (مانند: هورنبلند و کلینوپیروکسن) در نمونه‏‌های بازیک باشد (Rollinson, 1993; White, 2005).

بیشتر عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LILE؛ مانند: Rb، K، Ba، Sr و Cs) مقدارهای گوناگونی دارند. بیشتربودن مقدارهای Ba و Rb با بیشتر‌بودن درصدمودال آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت همخوانی دارد. برای نمونه، نمونه‏‌های فلسیک مقدارهای بسیار بالایی از این عنصرها را دارند.

مقدار Sr در سنگ‏‌های حد واسط و تا اندازه‌ای مافیک بیشتر است و این پدیده با درصدمودال بیشتر پلاژیوکلاز همخوانی دارد. بیشتر‌بودن اکسید پتاسیم بازتابی از درصدمودال آلکالی‌فلدسپار است (Rollinson, 1993؛ شکل‏‌های 6- A و 6- B؛ جدول 2). مقدارهای مطلق و نسبی همه عنصرهای خاکی نادر در نمونه‏‌های گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه ‌سفلی متغیر است (جدول 2؛ شکل‏‌های 6- A و 6- B). در کل، نسبت‏‌های عنصری La_n/Yb_n، La_n/Sm_n و Sm_n/Yb_n در نمونه‏‌های نفوذی اصلی (میانگین نمونه‏‌های سنگی توده اصلی به‌ترتیب 94/9، 84/3 و 03/2) بیشتر‌ از انواع انکلاوها (میانگین نمونه‏‌های انکلاوی با ترکیب گابرویی- دیوریتی به‌ترتیب 04/1، 07/1 و 02/1) است (شکل 6). این نسبت‏‌ها نشان می‏‌دهند مقدار عنصرهای خاکی سبک و سنگین در انکلاوها الگوی صافی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که یکنواختی تقریبی در این الگوها در انکلاوها نمایش همانندیِ خاستگاه آنهاست (شکل‏‌های 6- B و 7- B).

جدول 2- تجزیه شیمیایی عنصرهای خاکی نادر و فرعی (برپایة قسمت در میلیون) نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی به روش ICP-MS (نام اختصاری سنگ‏‌ها در جدول 1 آورده شده است؛ <1 کمتر از آستانة آشکارسازی دستگاه؛ مقدار Eu/Eu* برابر است با Eu/((Sm_n+Gd_n)/2)؛‌ مقدار Ce/Ce* برابر است با Ce/((La_n+Pr_n)/2))

شکل 5- نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی (جنوب مهاباد) در نمودارهای توصیفی زمین‌شیمیایی: A) نمودار سیلیس دربرابر اکسیدهای آلکالن (Middlemost, 1994) برای سنگ‏‌های آذرین درونی؛ B) نمودار AFM برپایة درصدوزنی اکسید (Irvine and Baragar, 1971)؛‌ C) نمودار ACF برای سنگ‏‌های آذرین برپایة ترکیب مولار (Healy et al., 2004)

همچنین، الگوی‏‌های هموارِ همانند در نمودارهای یادشده نشان می‏‌دهند در ضربان‏‌های نخستین که ماگماهای مافیک‏‌ حضور دارند، مقدار عنصرهای ناسازگاز کم است؛ اما در نمونه‏‌های گرانیتی، نسبت LREE بیشتر‌ از HREE است (شکل‏‌های 6- A و 7- A). رخداد انکلاوها (اختلاط ماگمایی) و تزریق‏‌های فراوان بعدی چه‌بسا عاملی در تغییر و تنوع ترکیبی بوده است. ناهنجاری منفی آشکار Eu در بسیاری نمونه‏‌های نفوذی گابرویی- دیوریتی- گرانیتی و هم انکلاوها (شکل 7) نیز نشان می‌دهد شاید پلاژیوکلاز فاز پایدار در خاستگاه و یا فاز مهم هنگام جدایش بلورین (Rollinson, 1993; White, 2005) و یا هنگام تغییر فوگاسیته اکسیژن (Rollinson, 1993; White, 2005) بوده است. کم‌بودن مقدار Sr (شکل 7) هم نشان‌دهندة درستی این استدلال‏‌هاست. گویا کاهش ناهنجاری منفی Eu و مثبت‌شدن این ناهنجاری در برخی نمونه‏‌های مافیک (شکل 7)، چه‌بسا پیامد تبلور پلاژیوکلازها و عامل تغییر ناهنجاری‏‌های Eu و Sr بوده است (Rollinson, 1993).

بیشتر عنصرهای با قدرت یونی بالا یا High field strength elements (مانند: Nb، Ta، Zr و Hf، همراه با عنصر P) در همه نمونه‏‌ها فراوانی کمابیش کمی دارند (جدول 2؛ شکل 6- B). همچنین، الگو و روند کاهیدگی و افزودگی این عنصرها در نمونه‏‌های گابرویی- دیوریتی- گرانیتی و انکلاوها، همانند هم است. پس ناهنجاری‏‌های منفی دیده‌شده در همه نمونه‏‌های سنگی عوامل یکسانی دارند (برای تفسیر بیشتر به بخش بحث مراجعه شود).

بررسی نمودارهای عنکبوتی در همه سنگ‏‌های رخنمون‌یافته در قروچاه ‌سفلی، به‌ویژه توده‏‌های نفوذی اصلی با ترکیب گابرویی- دیوریتی تا آلکالی‌فلدسپار گرانیتی (شکل‏‌های 6- A و 7- A) نشان می‏‌دهد برخی عنصرها پراکندگی واضحی نشان می‏‌دهند. این پراکندگی‏‌ها دقیقاً همانند فراوانی و مقدار همان عنصرها در انکلاوها هستند. گویا فروافتادن انکلاوهای گوناگون، به‌ویژه انکلاوهای مافیک میکروگرانولار، ترکیب برخی نمونه‏‌های توده‏‌های نفوذی اصلی را تغییر داده است. پس الگوی رسم‌شده آنها مشابه یا متمایل به الگوی انکلاوهاست. برای نمونه، در هر دو نمودار عنکبوتی چندعنصری (شکل 6- A) و عنصرهای خاکی نادر (شکل 7- A)، مقدار پراکندگی عنصرهایی مانند Eu، Sm، Nb، HREE، Ti، Nb و Ta در نمونه‏‌های P-3-G-4، P-2-G-1 و P-1-G-2 همانندِ انکلاوهاست. گویا اختلاط ماگمایی و آمیختگی میان بخش‏‌های مافیک و فلسیک و سپس پیدایش انکلاوها و در پایان، جایگیری این انکلاوها، مقدار بسیاری از عنصرها در نمودارهای عنکبوتی را تغییر داده است. ازاین‌رو، گمان می‌رود ماگمای توده اصلی و انکلاوهای مافیک دانه‏‌ریز خاستگاه یکسانی نداشته‏‌اند و تنها تزریق همزمان آنها در آشیانه ماگمایی مشترک و آمیختگی این مذاب‏‌ها، عنصرهای سازندة آنها را تغییر داده است.

بحث

در بیشتر نمونه‏‌ها، عنصرهای ناسازگار نامتحرک با پتانسیل یونی بالا (HFSE) و P به‌گونة آشکاری ناهنجاری منفی نشان می‌دهند؛ اما در بسیاری از نمونه‏‌ها، برخی عنصرهای لیتوفیل ناسازگار متحرک با شعاع یونی بزرگ (LILE مانند: Rb، Sr، K و کمتر Ba) ناهنجاری مثبت نشان می‏‌دهند (شکل 5). این ناهنجاری‏‌ها ویژة پهنه‏‌های فرورانشی هستند (مانند:Pearce et al., 1984; Pearce and Peate, 1995; White, 2005). در این پهنه‏‌ها، دستة نخست عنصرها به‌علت حلالیت کم، همراه با سیال‌های فرورانشی وارد مذاب نمی‌شوند (Brenan et al., 1994; White, 2005). همچنین، کانی‏‌های نگهدارنده و پایدار در لیکیدوس محل ذوب در گوشته در پهنه‌های فرورانشی (مانند: روتیل، آپاتیت و تیتانیت) ناهنجاری‏‌های منفی برخی از این عنصرها را به دنبال دارند (Woodhead et al., 1993; White, 2005). افزون‌براین، تهی‌شدگی از این عنصرها در توده‌های نفوذی فلسیک نشان‌دهندة دخالت پوسته در پیدایش آنهاست (Swain et al., 2008). درهرحال، برپایة اینکه در برخی نمونه‏‌ها روتیل پدید آمده است (شکل 2- D)، گمان می‌رود مقدارهای کم این عنصرها در این سنگ‏‌ها، پیامد پیدایش روتیل در سنگ خاستگاه محل فرورانش باشد. به‌هر روی، سه خاستگاه برای نفوذی‏‌های گابرویی- دیوریتی- گرانیتی قروچاه ‌سفلی جنوب مهاباد پیشنهاد می‌شود:

الف) ذوب‌بخشی ورقه اقیانوسی فرورانده‌شده؛

ب) ذوب گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم شده در بالای پهنه فرورانش؛

پ) ذوب‏‌بخشی سنگ‌های پوسته زیرین در بالای پهنه فرورانشی در پی نفوذ ماگماهای داغ گوشته‌ای (Pearce et al., 1984; Pearce and Peate, 1995; Swain et al., 2008).

ورقه فرورانشی برای ذوب‏‌بخشی نیازمند یک لیتوسفر فرورانشی جوان و جریان حرارتی بالاست تا بتواند مذاب‏‌هایی با سرشت آداکیتی بسازد (Martin et al., 2005; Rollinson and Tarney, 2005). هیچکدام از ویژگی‌های سنگ‏‌های بررسی‌شده (مانند: مقدار بالای Sr، Ni و Cr، Mg# بالا، کم‌بودن مقدار Yb و Y و ...) که از ویژگی‌‏‌های مذاب‏‌های آداکیتی هستند دیده نمی‌شوند. ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته زیرین در بالای پهنه فرورانشی به‌دلیل زیر قرارگیری مذاب‏‌های گوشته‏‌ای روی داده است. تزریق این مذاب‏‌های گوناگون از چنین محلی به درون آشیانه‏‌های ماگمایی مشترک پوسته‏‌ای، چه‌بسا باعث پیدایش سنگ‏‌های گوناگون به‌دنبال جدایش بلورین، اختلاط و آمیختگی ماگمایی و شاید آلایش پوسته‏‌ای شده باشد.

رخداد بلورهای آبدار بیوتیت و آمفیبول (شکل 3) و تنوع سنگی از گابرو تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت، همراه با تغییر در مقدار برخی عنصرها در مایعات پدیدآمده از سنگ خاستگاهی که این توده‏‌های نفوذی را پدید آورده‏‌اند، نشان می‏‌دهد چه‌بسا آنها مذاب‏‌هایی هستند که در ارتباط با سیال‌های فرورانشی پدید آمده‏‌اند (تغییر در عنصرهای HFS و LIL به‌صورت ناهنجاری‏‌های به‌ترتیب منفی و مثبت در نمودارهای عنکبوتی دیده می‌شود؛ شکل‏‌های 5 و 6). ازاین‌رو، ممکن است آنها به‌دنبال ذوب‏‌بخشی گوة گوشته‏‌ای در بالای پهنه فرورانشی و در پی دخالت سیال‌های فرورانشی پدید آمده باشند. در حقیقت، این مذاب‏‌ها در محیط کمان آتشفشان قاره‏‌ای فعال پدید آمده‌اند (شکل 8). دخالت تیغه فرورانده‌شده با پدیدآوردن سیال‌های فرورانشی و انتقال آنها به گوة گوشته‏‌ای، نقش بسیار مهمی در پیدایش این مذاب‏‌ها داشته است.

شکل 8- نفوذی‏‌های قروچاه ‌سفلی (جنوب مهاباد) در نمودارهای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی پیدایش سنگ‏‌های گرانیتوییدی (Harris et al., 1986): A) نمودار Hf- Rb/10- Ta*3؛ B) نمودار Hf- Rb/30- Ta*3