استفاده از عناصر کمیاب و نادر خاکی در تعیین منشاء ماگمای سازنده توده‌های نفوذی گرانودیوریتی- گرانیتی و دیوریتی مجموعه پلوتونیک قروه

مقدمه

مطالعه توده­های نفوذی گرانیتوئیدی در کلیه محیط­های تکتونیکی از اهمیت فوق­العاده­ای برخوردار هستند. مطالعه این توده­ها که سازندگان اصلی کمربندهای کوهزایی هستند، در محیط­های همگرا جایگاه و اعتبار ویژه­ای دارند، زیرا که تعیین سرشت ماگمای سازنده آنها در بررسی­ها و مطالعات ژئودینامیک پوسته این مناطق بسیار مهم و ارزشمند است. توده­های نفوذی گرانیتوئیدی و یا به‌عبارتی، باتولیت­های گرانیتوئیدی از گوناگونی ترکیبی گسترده­ای برخوردارند. به اعتقاد Altherr و همکاران (2000) عوامل متعدد زیر در این گوناگونی ترکیبی بیش از هر عامل دیگری مؤثرند:

 الف) ترکیبات متفاوت ناحیه منشأ؛

ب) شرایط متغیر ذوب؛

ج) واکنش­های شیمیایی و فیزیکی پیچیده بین ماگماهای فلسیک و مافیک؛

د) آلایش پوسته­ای.

از سوی بسیاری از محققان (Wolf and Wyllie, 1994; Rapp, 1995; Rapp and Watson, 1995; Patin˜o Douce, 1996; Patin˜o Douce and Beard, 1996) برای مثال ذوب بدون آب بخش­های مستعد پوسته قاره­ای در دمای 780 درجه سانتی­گراد منجر به تشکیل ماگماهای کالک‌آلکالن تونالیتی تا گرانیتی می‌گردد. این دما در کمربندهای کوهزایی در رژیم­های تکتونیکی همگرا بین 850 تا 600 درجه سانتی­گراد است (Chapman, 1986).

حضور ماگماهای مافیک، اعم از دیوریت­های گابرویی و یا گابروها، به‌صورت توده­های مجزا و یا حتی انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در سنگ‌های میزبان فلسیک­تر در این محیط­ها، از وجود ماگماهای مافیک گوشته­ای حکایت دارد که با افزایش دما، در ناحیه پوسته، سنگ‌های این ناحیه را ذوب کرده و ماگماهایی با ترکیب دیوریتی- گرانیتی را به‌وجود آورده­اند. توده‌های مورد بررسی در این مقاله، بخشی از مجموعه پلوتونیک قروه هستند. این مجموعه در کمربند کوهزادی زاگرس، در پهنه سنندج- سیرجان (Stocklin, 1968) قرار دارد. این پهنه تکتونیکی از فرورانش و برخورد صفحة عربی و خرده قارة ایران مرکزی در زمان کرتاسه پایانی تا ترشیری شکل گرفته است (Berberian and King, 1981; Mohajjel and Fergusson, 2000; Ghasemi and Talbot, 2005) توده­های مورد مطالعه ترکیب گرانودیوریتی، گرانیتی و دیوریتی دارندکه در جنوب قروه، در 80 کیلومتری شمال‌غرب همدان، نفوذ کرده­اند. پیش از این، پتروگرافی و پترولوژی مجموعه پلوتونیک جنوب قروه از سوی مؤلف و همکاران (1387) بررسی شده، لیکن با تکیه ویژه بر داده­های ژئوشیمیایی سنگ کل، با استفاده از تجزیه­های دقیق‌تر و جامع‌تر کنونی، این مقاله سعی می‌کند که منشأ ماگماهای سازندة این توده­ها را مشخص نماید. با این‌حال، توصیف صحرایی و مطالعات پتروگرافی جزیی­تر توده­های مورد مطالعه را ضروری دانسته، به این موارد نیز اشاره­ای خواهد شد.

زمین­شناسی منطقه مورد مطالعه

حرکات کوهزایی و عملکرد حرارتی فازهای مختلف ماگمایی مجموعه پلوتونیک قروه که توده­های مورد نظر در این مقاله جزیی از آن هستند، از جمله عواملی هستند که مطالعه زمین­شناسی منطقه را، به‌سبب به‌هم­ریختگی ساختار اولیه رسوبی و چینه­شناسی و تبلور مجدد سنگ‌ها (به‌ویژه آهک­ها)، با دشواری همراه نموده است. با این حال، تریاس قدیمی‌ترین واحد چینه‌شناسی این منطقه است. رسوبات تریاس از دولومیت کاملاً بلورین و خرد­شده تشکیل شده است. روی این واحد چینه­ای را شیل، شیست و ولکانیک­های مشابه با سازند شمشک در البرز ایران مرکزی، به سن ژوراسیک، می­پوشاند.

آخرین توالی رسوبی به‌ظاهر پیوسته مزوزوئیک- ترشیری ، شیل­ها و ماسه سنگ‌های دارای عدسی­های آهکی به‌همراه سنگ‌های آتشفشانی هستند که به‌طور همساز بر روی رسوبات کرتاسه بالا- پالئوسن قرار دارند. این واحدها همگی از حادثه دگرشکلی و دگرگونی مرتبط با واقعه مهم تکتونیکی باز و بسته شدن اقیانوس تتیس جوان در مزوزوئیک- ترشیری متأثر شده­اند. دگرگونی در این منطقه در حد رخساره آمفیبولیت است و دگرگونی مجاورتی حاصل از نفوذ مجموعه پلوتونیک قروه در سنگ‌هایی که قبلاً در مزوزوئیک متحمل دگرگونی ناحیه­ای شده بودند، تا رخساره پیروکسن هورنفلس (حریری، 1374) پیش‌ رفته است.

منطقه مورد مطالعه به‌سبب قرار گرفتن در پهنه فعال و نا آرام تکتونیکی سنندج- سیرجان دارای گسل‌ها و درزه­های بسیاری است (شکل 1).

به اعتقاد حسینی (1376) تحت تأثیر رخدادهای تکتونیکی کوهزایی کیمیرین میانی سه نوع دگرشکلی، به ترتیب زمان وقوع، به‌صورت چین­های کوچک مقیاس و تورق، چین­­خوردگی تورق و چین­های نسل اول و بالاخره ساخت ورقه­ای (فولیاسیون) منظم و فراگیر در سنگ‌های دگرگونی و تشکیل چین­هایی که سطح محوری آنها با جهت فولیاسیون فوق همخوانی دارد، به‌وجود آمده­اند.

شکل 1-  نقشه زمین­شناسی ساده‌ شده توده­های نفوذی مورد مطالعه (مرز­بندی بر اساس حسینی، 1376).

روش انجام پژوهش

پس از جمع­آوری و بررسی اطلاعات، گزارش‌ها و نقشه‌های مربوط به منطقه، بررسی­ روابط صحرایی در قالب موارد زیر انجام گرفت:

1- شناسایی توده­های نفوذی با ترکیب مختلف و برداشت­های زمین­شناسی در ارتباط با نوع تماس، وجود و عدم وجود تغییرات بین محل تماس توده­ها و غیره؛

2- نمونه­برداری بیش از 100 نمونه از توده­های مختلف؛

3- تهیه مقاطع نازک از نمونه­های واحدهای نفوذی برای مطالعات پتروگرافی نمونه­ها؛

4- انتخاب 19 نمونه از سنگ‌ها جهت مطالعات ژئوشیمیایی و ارسال آنها به آزمایشگاه ژئوآنالیتیکال دانشگاه واشنگتن (امریکا) به‌منظور تجزیه سنگ­کل برای تعیین مقادیر عناصر اصلی، کمیاب و نادر خاکی. این نمونه­ها که همگی در این آزمایشگاه با هاون آگات پودر گردیده بودند، به روش­های XRF و ICP-MS تجزیه شدند.

داده­های تجزیه برای عناصر (SiO₂، TiO₂، Al₂O₃، MgO، Fe₂O₃، MnO، CaO، Na₂O، K₂O، P₂O₅، Ba، Rb، Sr، Ga، Nb، Hf، Zr، Y، Th، U، Cr، Ni، Sc، V، Cu، Pb، Zn، La، Ce و Nd) با استفاده از دستگاه اسپکترومتر فلوئورسانس اشعه ایکس (XRF) انجام شده است. درعین‌حال، عناصر ( Sm، Eu، Gd، Tb، Dy، Ho، Er، Tm، Yb و Lu) به‌روش ICP-MS با دستگاه طیف‌سنج مدلSCIEX ELAN 250 تجزیه شده­اند. حد آشکارسازی غلظت برای عناصر اصلی 01/0 تا 1/0 درصد وزنی و برای عناصر کمیاب و نادر خاکی ppm 10 است. استانداردهای مورد استفاده شامل BCR-P، MON-01 و GMP-01 هستند.

روابط صحرایی و پتروگرافی

مجموعه پلوتونیک قروه که در رخنمون دو بعدی ان‌ایزوتروپ، بیضی شکل و دارای کشیدگی در امتداد NW-SE است، از واحدهای مختلف سنگی تشکیل شده است. همان‌گونه که اشاره شد، این مقاله بر مطالعه واحدهای گرانیتوئیدی (گرانودیوریتی، گرانیتی) و دیوریتی متمرکز شده است. واحد دیوریتی، سازنده اصلی ارتفاعات کوه دروازه است، در شمال واحدهای گرانیتوئیدی قرار دارد و واحدهای گرانودیوریت و گرانیت ارتفاعات پریشان و بدر را به‌وجود آورده است. مرز بین واحدها کاملاً مشخص و ناگهانی است و فاقد هرگونه حاشیه واکنشی و تغییرات تدریجی در لیتولوژی و نوع سنگ است (شکل 1).

واحد دیوریت

 این واحد به‌صورت استوک و توده‌های نفوذی کوچک و پراکنده رخنمون دارد. همبری این نفوذی‌ها با سنگ دربرگیرنده در اکثر جاها کاملاً تیز و واضح است. در بخش عمده­ای از واحد دیوریتی که در شمال منطقه مورد مطالعه برونزد دارد، ساخت ورقه­ای مشخصی مشاهده می­شود. به‌لحاظ ضریب رنگینی مزوکرات تا ملانوکرات است و از ساخت گرانولار تا پورفیروئیدی برخوردار است. طیف سنگ­شناسی این واحد شامل دیوریت- گابرویی، دیوریت، کوارتز- دیوریت، کوارتز مونزودیوریت و مونزونیت است. سنگ‌های واحد دیوریتی دارای ترکیب کانی­شناسی مودال زیر هستند: پلاژیوکلاز (% 25-59)، آمفیبول (% 17-21)، بیوتیت (% 2-7)، کوارتز (% 2-14)، آلکالی‌فلدسپار (% 15-6) و به‌ندرت پیروکسن. زیرکن، آپاتیت و اکسیدهای فلزی کانی‌‌های جزیی محسوب می‌­شوند (شکل a2). بافت این سنگ‌ها دانه­ای (گرانولار) است، اما گاهی بلورهای درشت پلاژیوکلاز (mm 5-3) بافت پورفیروئیدی را به ‌نمایش می­گذارد. بلورهای نسبتاً درشت پلاژیوکلاز نیمه‌شکل­دار تا شکل­دار بوده، از ساخت منطقه­بندی (زونینگ) برخوردار هستند. آمفیبول این سنگ‌ها نیمه‌شکل­دار و از نوع هورنبلند سبز است. اندازه بلورهای این کانی از ریز تا متوسط متغیر است. بلورهای درشت‌تر آمفیبول گاهی هسته‌هایی از پیروکسن را در خود جای داده که این حالت در بافت حاکی از آن است که پیروکسن در شرایط سولیدوس پایدار نبوده است (Anderson, 1984). کوارتز و آلکالی‌فلدسپار به‌صورت بین­روزنه­ای (اینترستیتال) فضای بین پلاژیوکلاز و آمفیبول را پر نموده است.

واحد گرانودیوریت

این واحد سنگی به تبعیت از کشیدگی مجموعه پلوتونیک، به‌صورت توده بیضی مانندی در امتداد شمال غرب- جنوب شرق، برونزد دارد. سنگ‌های این واحد، بیشتر در بخش مرکزی و جنوبی منطقه جغرافیایی مورد نظر این مقاله قرار دارد. این واحد پیش از این با ترکیب مونزودیوریت معرفی شده بود (ترکیان و همکاران، 1387). ترکیب سنگ‌شناسی واحد گرانودیوریت از تونالیت، مونزونیت کوارتزدار تا گرانودیوریت متغیر است. این سنگ‌ها متوسط تا درشت‌دانه‌، ساخت آنها دانه­ای نیمه­‌شکل­دار (هیپ‌ایدیومورفیک­گرانولار) و ضریب رنگینی آنها متناسب با فراوانی کانی­های تیره (فرومنیزین) متفاوت است. ترکیب‌ کانی‌شناسی مودال آنها را پلاژیوکلاز (%38-30)، هورنبلند سبز (% 22-10)، کوارتز (%14-20)، آلکالی فلدسپار (% 20-15) و بیوتیت (کم‌تر از %5) تشکیل داده است (شکل b2). زیرکن، آلانیت، آپاتیت، اسفن و مگنتیت کانی‌های اصلی را همراهی می‌کنند. در این سنگ‌ها پلاژیوکلازها به‌صورت تیغه‌ای شکل (Lath)، نیمه‌شکل­دار تا گاهی شکل­دار، و به‌طول 3-1 میلی‌متر ظاهر می‌گردند. پلاژیوکلازها دارای ماکل آلبیت هستند و وجود ساخت منطقه­بندی­ در آنها معمول و عادی است. بلورهای آلکالی‌فلدسپار بیشتر به‌صورت ارتوز پرتیتی هستند. آلکالی‌فلدسپارها در مجاورت با پلاژیوکلازها بافت میرمکیت تشکیل می‌دهند. بلورهای نیمه‌شکل­دار تا شکل­دار آمفیبول از نوع هورنبلند سبز با ترکیب شیمیایی منیزیوهورنبلند (ترکیان، 1387) است که گاهی ماکل کارلسباد بسیار جالبی را به نمایش می‌گذارند. این کانی در سنگ‌هایی که تحت‌تأثیر دگرسانی قرار گرفته­اند، به مجموعه‌ای از بیوتیت‌، کلریت و اپیدوت و حتی پرهنیت تبدیل شده‌ است.

واحد گرانیت

 توده نفوذی کشیده­ای که در جنوب منطقه مورد مطالعه قرار دارد، از ترکیب گرانیتی برخوردار است. آپوفیرهایی از این ترکیب در سنگ‌های دگرگونی مشاهده شده است. دامنه متغیر ترکیب کانیایی این واحد سنگی موجب گردیده که مجموعه­ای از سنگ‌هایی با ترکیب سینوگرانیت، مونزوگرانیت و آلکالی­فلدسپار گرانیت در کنار یکدیگر یافت شوند. بیوتیت، زیرکن، آپاتیت، اسفن، آلانیت و اکسیدهای آهن به‌همراه کانی‌های اصلی آلکالی‌فلدسپار، کوارتز و پلاژیوکلاز ترکیب کانی‌شناسی این سنگ‌ها را تشکیل می‌دهند (شکل c2).

گاهی هورنبلند به‌صورت بسیار جزیی در کنار بیوتیت‌ها مشاهده می‌شود. پلاژیوکلازها دارای ماکل آلبیت- کارلسباد و به‌صورت نیمه‌شکل‌دار متبلور شده­اند و گاهی آنها را نوارهایی از رورشدی­های آلکالی‌فلدسپار (پرتیت) احاطه کرده است. آلکالی‌فلدسپار عمدتاً شامل کانی‌های ارتوز پرتیتی و میکروکلین است. بافت گرانولار معمول است، اما به‌طور محلی با وجود فلدسپار‌های نسبتاً درشت بلورتر، بافت پورفیروئیدی نیز در این سنگ‌ها شکل گرفته است. از دیگر بافت‌ها می‌توان به بافت را پاکیوی و آنتی‌راپاکیوی نیز اشاره نمود. کوارتز علاوه بر بلورهای درشت، گاهی به‌صورت ریزدانه با خاموشی موجی فواصل بین کانی‌های بزرگ‌تر را پر کرده است.

ژئوشیمی

عناصر اصلی

دامنه محتوی SiO₂ برای واحدهای دیوریت-گابرویی تا دیوریت (48-54 درصد) و گرانودیوریت و گرانیت (64-76 درصد) است (جدول 1). این مجموعه از نظر درجه اشباعی از آلومینا، در نمودار تغییرات A/CNK در مقابل A/NK در قلمرو گرانیتوئیدهای متاآلومین قرار دارد (ترکیان، 1387). تصویر نمونه­های واحدهای سنگی دیوریتی و گرانودیوریتی- گرانیتی مورد مطالعه در نمودار AFM بیانگر ترکیب کالک­آلکالن بودن آنهاست (شکل 3). دیوریت­ها در مرز بین سری کالک‌آلکالن متوسط تا کم پتاسیم و واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی از نوع کالک­آلکالن­های متوسط پتاسیم هستند (شکل 4).

شکل 3- نمونه­های واحدهای سنگی دیوریتی و گرانودیوریتی- گرانیتی مورد مطالعه در نمودار AFM که بیانگر ترکیب کالک‌‌آلکالن بودن آنها است. مرز جدا­کننده سری­های کالک­آلکالن از تولئیتی بر اساس Irvine and Baragar (1971) ترسیم شده است.

شکل 4- نمودار K₂O در مقابل سیلیس. نمونه­های واحد دیوریتی در محدوده پتاسیم متوسط تا پتاسیم کم و سنگ‌های واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی در قلمرو کالک­آلکالن­های متوسط پتاسیم قرار گرفته­اند [داده‌های خطوط از Le Maitre (1989) و Rickwood (1989)]. علائم مانند شکل 3 است.

نمودارهای هارکر واحدهای مجموعه مورد مطالعه نشان می‌دهند که نمونه­ها فاقد همپوشانی هستند (شکل 5). MgO، Fe₂O₃،MnO، TiO₂و CaO با افزایش محتوای سیلیس رو به کاهش می‌گذارند؛ در حالی‌که K₂O با افزایش مقدار SiO₂ روند افزایشی و Al₂O₃ و NaO₂ زنگی شکل (Bell shape) هستند. این نمودار‌ها نشان می‌دهند که بین واحدهای فلسیک (گرانودیوریت و گرانیت) ارتباط ژنتیکی برقرار است، در حالی‌که واحد دیوریت به نظر می‌رسد که از منشأ مختلفی سرچشمه گرفته و یا توسط فرآیند ماگمایی متفاوتی با آنچه که در تشکیل واحدهای فلسیک مؤثر بوده، تشکیل شده باشد (شکل 5).

عناصر کمیاب و نادر خاکی

 نظیر آنچه که در عناصر اصلی اشاره شد، نمودارهای تغییرات عناصر کمیاب و نادر خاکی در مقابل SiO₂(شکل 6) برای واحد دیوریتی منشأ یا فرآیند ماگمایی متفاوتی را پیشنهاد می‌کنند. فراوانی عناصر Cs، Th، U، La و Rb با افزایش محتوی سیلیس ماگما رو به فزونی می‌گذارد، در حالی‌که عناصر Ni، Cr و Sr کاهش نشان می‌دهند (جدول 1). عناصر Nb و Ba منحنی­های زنگی شکل دارند. سیرکاهشی مقدار محتوی Sr در واحدهای دیوریتی و گرانودیوریت - گرانیتی حاکی از آن است که استرانسیم عنصری سازگار است و رفتار این عنصر بر نقش تفریق پلاژیوکلاز در تشکیل سنگ‌های مختلف این واحدها دلالت دارد، اما عنصر Ba رفتاری متفاوت داشته، به‌عنوان عنصری ناسازگار عمل می‌کند. در نمودار Ba در مقابل Sr/Nd نشان داده شده که نمونه‌های واحد دیوریتی در قلمروی Sr/Nd بالا - Ba پایین قرار می‌گیرند، در حالی‌که سایر واحدها دارای Sr/Nd پایین - Ba بالا هستند ( شکل a7). از طرف دیگر، روند پیوسته‌ای که از دیوریت‌های دارای Sr بالا - Rb پایین و گرانودیوریت تا گرانیت‌های با Sr پایین - Rb بالا وجود دارد، نکته ارزشمند پتروژنتیکی دیگری است که به روشنی از نمودار Rb در مقابل Sr قابل استنباط است (شکلb7). برای سنگ‌های واحدهای مورد مطالعه، نمودارهای عنکبوتی (شکل 8) و نمودار توزیع عناصر نادر خاکی (شکل 9) بهنجارسازی (نورمالیز) شده ترسیم گردیده است.

جدول1- ترکیب شیمیایی واحدهای دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی. (- ): به معنای عدم تعیین میزان عنصر، (†) به روش ICP-MS تجزیه شده است.

Mg#: molar 100*Mg/(MgO+FeO^t); A/MF: molar Al₂O₃/ (MgO+FeO^t); C/MF: molar CaO/ (MgO+FeO^t) and K/N: molar K₂O /Na₂O.

عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE) در نمودار عنکبوتی غنی­شدگی نشان می­دهند. در عین حال، عناصر با شدت میدان قوی (HFSE) مانند Ti تهی‌شدگی بارزی را دارند. این ویژگی از اختصاصات گرانیتوئیدهای قوس آتشفشانی مرتبط با مناطق فرورانش است (Wilson, 1989). با این حال، آلایش با مواد پوسته­ای نیز می­تواند سبب این تغییرات شود (Rollinson, 1994). الگوهای عناصر نادر خاکی شکل کلی منحنی خمیده‌ای به سمت بالا را به نمایش می‌گذارند؛ بدین معنی که الگوها برای واحد دیوریتی با غنی­شدگی انتخابی عناصر ناسازگاری مانند K، Rb و فراوانی کم عناصر (Y،  Ir، Ti، Ce) نسبت به کندریت شناسایی می‌شوند (شکل a9)، در حالی‌که سنگ‌های فلسیک کاهش مشخصی را از سبک LILE (مانند Ba، K، Rb، Th) به سمت HFSE (Yb، Hf، Zr، Y) نشان می‌دهند (شکل b9).

شکل 5- تصویر داده­های عناصر اصلی نمونه سنگ­های واحدهای دیوریت، گرانودیوریت و گرانیت مورد مطالعه در نمودارهای هارکر.

عناصر نادر خاکی سبک (LREE) نیز در مقایسه با HFSE فراوانی و غنی­شدگی واضحی را دارا هستند. از طرف دیگر، این نمودارها (شکل 9 و جدول 1) نشان می‌دهند که (La/Yb)_N به‌طور منظم از واحد دیوریتی به‌سمت واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی رو به فزونی می‌گذارد. دیوریت‌ها با الگوهای REE تفریق‌یافته، آنومالی منفی نه‌چندان شدید Eu و الگوهای HREE تخت مشخص می‌گردند (شکل a9) و واحد گرانودیوریتی و گرانیتی، الگوهای REE شدیداً تفریق‌یافته و آنومالیEu منفی را به‌خوبی نشان می‌دهند (شکل b9). آنومالی اخیر برای دیوریت‌ها 85/0 تا 09/1 و برای گرانودیوریت­ها و گرانیت‌ها بین4/0 تا 9/0 تغییر می­کند. الگوهای HREE در واحدهای فلسیک نسبت به واحد دیوریتی کاملاً تخت است (جدول 1).

شکل 6- تصویر داده­های عناصر کمیاب و نادر خاکی نمونه سنگ­های واحدهای مختلف مورد مطالعه، در نمودارهای هارکر.

شکل 7- نمودارهای (a Ba- Sr/Nd و (b Rb در مقابل Sr. این نمودارهای بیانگر بالا بودن فراوانی عناصر Ba و Rb در سنگ‌های گرانودیوریتی و گرانیتی (فلسیک­ها) و فراوانی Sr و Sr/Nd در دیوریت­هاست. علائم مانند شکل 6 است.

شکل 8- نمودار تغییرات چندعنصری (عنکبوتی) سنگ‌های (a واحد دیوریتی و (b واحدهای گرانودیوریتی و گرانیتی. بهنجارسازی شده نسبت به کندریت (Thompson, 1996; Richard, 1995). علائم مانند شکل 6 است.

شکل 9- الگوهای فراوانی عناصر کمیاب خاکی (a واحد دیوریتی؛ (b واحدهای گرانودیوریت و گرانیت که با کندریت Nakamura, 1977)) بهنجارسازی شده اند. علائم مانند شکل7 است.

پتروژنز

با توجه به اینکه ویژگی­های ژئوشیمیایی فوق، واحدهای دیوریتی و گرانودیوریتی-گرانیتی مجموعه پلوتونیک قروه، آنها را به محیط تکتونیکی با ویژگی­های قوس آتشفشانی مرتبط با حاشیة قاره­ای، منتسب نموده و با تکیه بر اینکه توده­های مورد مطالعه، جزیی از باتولیت‌های گرانیتوئیدی زنجیره‌ای پهنه سنندج ـ سیرجان هستند که در یک رژیم همگرا تشکیل شده‌اند (ترکیان، 1387)، سعی داریم منشأ ماگماهای سازنده­ هر یک از واحدهای مذکور را شناسایی نماییم.

منشأ ماگمای دیوریتی

دیوریت­ها به سری کالک­آلکالن متوسط- کم پتاسیم متعلق هستند (شکل 4) و شاخص­های کانی­شناسی و ژئوشیمیایی مانند حضور هورنبلند، اسفن، مگنتیت، ASI کم‌تر از یک، محتوی CaO، Na₂O و Sr شواهدی هستند که بر وابستگی آنها به گرانیت­های نوع I دلالت دارند. با توجه به نحوة توزیع و فراوانی عناصر ناسازگار و تمرکز عناصر اصلی در واحد دیوریتی، از سوی Altherr و همکاران (2000) سه پیشنهاد زیر برای منشأ این سنگ‌ها ارائه ‌گردیده است:

1- ذوب بخشی بدون آب پوسته اقیانوسی فرورانده شده؛

2- ذوب گوة گوشته­ای متاسوماتیزم‌شده در بالای صفحه فرورانش؛

3- ذوب­بخشی سنگ‌های پوسته­ پایینی بر اثر نفوذ ماگماهای بسیار گرم گوشته­ای.

محتوی SiO₂ در واحد دیوریتی کم و به‌طور متوسط 53 درصد است (جدول 1). Ferre و همکاران (1998) معتقد هستند که چنین سنگ‌هایی از طریق ذوب‌بخشی گوة گوشته لیتوسفری غنی‌شده در بالای یک زون فرورانش ناشی از آب‌زدایی پوسته اقیانوسی دگرسان شده فرورونده تشکیل گردیده­اند. فراوانی بسیار کم عناصر La، Ba، Nb و Th در مقایسه با فراوانی این عناصر در گوشته غنی‌شده؛ پایین بودن مقدار Mg#؛ نبود ترکیبات بسیار مافیک- چه به‌صورت کومولا و چه به‌صورت زینولیت در این سنگ‌ها مانع از پذیرش منبعی مانند گوشته لیتوسفری غنی‌شده برای آنها است (Torkian et al., 2008).

جدول 1 نشان می­دهد که برای این واحد سنگی تمرکز عناصر( ppm 1-7 ~= Th، ppm 10-31 La=، ppm 7-19 Nb= و ppm 97-578 Ba=) به‌طور مشخص کم‌تر از مقادیر فرض‌شده برای یک سنگ مشتق از یک منبع گوشتة غنی‌شده است [ppm 6/0 Th=، ppm 3/6 La=، ppm 3/8 Nb=، ppm 57Ba= و  ppm6/0=Th داده­ها از ((Sun and McDonugh, 1995). فراوانی عناصر فوق در دیوریت ها در مقایسه با فراوانی همین عناصر در ترکیب پوستة میانی (ppm 6-9Th= ، ppm 17-36 La=، ppm 8-11Nb=  و ppm 402-532Ba= ) مشخص می‌سازد که آنها در دامنه تغییرات گزارش‌شده از ترکیب این پوسته قرار می­گیرند (Torkian et al., 2008).

افزون بر این، نسبت Rb/Sr در این واحد سنگی کمتر از 6/0 است (جدول 1) که بر ذوب‌بخشی منابع پوسته زیرین به‌واسطه ذوب بدون آب آمفیبولیت اشاره دارد. بنابراین، احتمالاً منشأ دیوریت­ها پوستة مافیک زیرین است (شکل 10). حضور و جایگزینی مذاب­های مشتق از گوشته می­توانسته گرمای مورد نیاز برای ذوب بخشی را فراهم کرده باشد. چنین مذاب­هایی که ترکیب مافیک (گابروی خرزهره) (سنگ قلعه، 1374؛ ترکیان، 1387) داشته باشند، در منطقه مورد مطالعه وجود دارد.

منشأ ماگماهای واحدهای گرانودیوریت و گرانیت

تشکیل ماگماهای گرانودیوریتی تا گرانیتی با محتوی پتاسیم بالا- متوسط، مانند ماگماهای گرانودیوریتی- گرانیتی مورد مطالعة این مقاله (شکل 4) در محیط‌های همگرا به دو فرآیند نهایی نسبت داده می‌شوند:

1- در رژیم قوس قاره‌ای، مذاب‌های گوشته‌ای والد که قبلاً توسط سیال‌ها و یا مذاب­های حاصل از ورقة در حال فرورانش غنی‌سازی شده بودند، طی صعود با مواد پوسته‌ای نیز آلایش یافته، ترکیبی ایجاد می­کنند که می­تواند ماگمای والد سنگ‌های گرانیتوئیدی باشد. به عبارت دیگر؛ یعنی همان فرایند آلایش توسط مواد پوسته‌ای قاره‌ای در طی صعود ماگما، که به فرآیند AFC معروف است (برای مثال رک:De Paolo, 1981).

2- در رژیم‌های همزمان تا پس از تصادم، ذوب سنگ‌هایی با منبع پوسته‌ای، بر اثر کاهش فشار، که به‌دنبال قطعه‌قطعه‌شدن گوشته لیتوسفری یا تیغه (اسلب) شکسته‌شده رخ می‌دهد (Roberts and Clemens, 1993)، قادر است ماگماهای فلسیک را به‌وجود آورد.

مدل اول نشان می‌دهد که ماگماهای فلسیک از ماگماهای مادر بازالتی از رهگذر فرآیند هضم و تبلور تفریقی نشأت گرفته‌اند. این مدل به‌نام مدلAFC  (De Paolo, 1981) معروف است.

نمودارهای هارکر سنگ‌های فلسیک گرانودیوریتی و گرانیتی مورد مطالعه، نشان‌دهندة این هستند که آنها از تغییرات ترکیبی درونی کمی برخوردار می‌باشند و نیز به‌لحاظ ترکیبی فاقد همپوشانی هستند (شکل 5).

به‌علاوه، تمرکز کم عناصر انتقالی، مانند V, Cr, Ni حجم زیاد ماگمای فلسیک، همگی گویای این مطلب هستند که تشکیل ماگمای سازنده واحدهای گرانودیوریت و گرانیت مطابق مدل (AFC)؛ یعنی از طریق تفریق یک ماگمای مادر بازالتی مافیک مشتق از گوشته غیرممکن است و لذا باید منابع ماگمایی با منشأ پوسته‌ای را انتظار داشته باشیم. فراوانی کم Ti, Sr, P از جمله ویژگی‌های ژئوشیمیایی است که با مذاب‌های پوسته‌ای (میانی و زیرین) همخوانی دارد (Harris et al., 1990; Chappell and White, 1992) (شکل 7 و 8).

به علاوه، واحدهای مذکور دارای آنومالی‌های مثبتی از عناصر ناسازگار (U, La, Th, Ba, Rb, K) و آنومالی‌ منفی Eu است که در واحد گرانیتی محسوس‌تر است (شکل 9). این ویژگی‌ها از یک منشأ درون قاره‌ای برای این واحدها حمایت می‌کند. در نتیجه، ماگماهای فلسیک باید از ذوب‌بخشی پروتولیت‌های پوسته‌ای به‌وجود آمده باشند. این پروتولیت‌ها ممکن است متاگری‌واک‌ها باشند (Wolf and Wyllie, 1994; Thompson, 1996) (شکل 10) که به‌سبب حضور و جایگزینی مذاب‌های مشتق از گوشته در پوسته، در آنها ذوب بخشی رخ داده، متعاقب این ذوب، ماگمای فلسیکی به‌وجود می­آید که ضمن صعود به طبقات بالاتر و در راه رسیدن به سطح زمین، به تدریج متبلور شده، واحد­های گرانودیوریتی و گرانیتی را می­سازد.

شکل10- ترکیب شیمیایی واحدهای دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی مورد مطالعه در نمودارهای نسبت اکسیدهای مختلف. a) نسبت عدد منیزیمی[Mg= molar 100*MgO/(MgO +0.9FeO^t] به در صد وزنی SiO₂، b) نسبت مولار K₂O/Na₂O به Al₂O₃/(MgO + FeO^t)، و c) نسبت مولار Al₂O₃/(MgO + FeO^t) به CaO/(MgO + FeO^t) . منحنی­های جدا­ کننده مذاب­های بخشی از (Wolf and Wyllie, 1994; Rapp, 1995; Rapp and Watson, 1995;Patin˜o Douce, 1996; Patin˜o Douce and Beard, 1996) اقتباس شده است. دیوریت­ها در قلمرو مذاب­های بخشی با منشأ متابازالتی تا متاتونالیتی قرار می­گیرند.