سنگ‏‌نگاری، زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیتویید‏‌های منطقه حنار (جنوب بیرجند):‏ رهیافتی برای شناسایی ماگماتیسم خاور بلوک لوت

مقدمه

منطقه بررسی‌شده در فاصله 155 کیلومتری جنوب بیرجند و در 33 کیلومتری جنوب معدن قلعه زری در موقعیت طول‏‌های جغرافیایی خاوری ″40 '57 º58 تا ″00 '03 º59 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ″40 '26 º31 تا ″00 '30 º31، در نزدیکی مرز بلوک لوت با پهنه زمین‌درز سیستان جای گرفته است. بلوک لوت روند شمالی – جنوبی دارد و با گسل نهبندان در خاور، گسل درونه در شمال، گسل نایبند در باختر و گسل جازموریان در جنوب فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981) (شکل‌های 1- A و 1- B). برخی از پژوهش‏‌های پیشین برپایة حضور توالی افیولیتی در مرز خاوری بلوک لوت با بلوک افغان و فعالیت‏‌های ماگماتیسم دیده‌شده در بلوک افغان، فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر بلوک افغان را پیشنهاد کرده‏‌اند (Saccani et al., 2010)؛ اما برخی پژوهش‏‌های دیگر برپایة حجم و پراکندگی زمانی و مکانی ولکانیسم و پلوتونیسم در بلوک لوت، فرورانش پوسته اقیانوسی به‌سوی باختر و به زیر بلوک لوت را پیشنهاد کرده‌اند (Eftekharnezhad, 1981). به‌تازگی، بررسی‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی روی برخی توده‏‌های نفوذی در بلوک لوت، فرورانش دوسویه و نامتقارن پوستة اقیانوسی به زیر بلوک لوت و بلوک افغان با سرعت‏‌های گوناگون را نشان داده‌اند (Arjmandzadeh et al., 2011a). ماگماتیسم خاور ایران بیشتر دربردارندة سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن – الیگوسن است که به‏‌صورت گدازه و سنگ‏‌های آذرآواری رخنمون دارند. بلوک لوت فعالیت گسترده ماگماتیسمی دارد که از زمان ژوراسیک آغاز شده و تا ترشیاری ادامه داشته و به اوج خود رسیده است (Pang et al., 2013). سن‌سنجی‏‌های انجام‌شده روی بازالت‏‌های آلکالن میوسن تا کواترنری منطقه لوت – سیستان نشان‌دهندة برخورد بلوک لوت با بلوک افغان در زمان کرتاسه پسین هستند (Pang et al., 2013). کانه‏‌زایی‌های گوناگونی (مانند: نهشته‏‌های Cu، Mo، Au، Cu-Au-Ag IOCG، رگه‏‌های Cu، مسیو‌سولفید‏‌های Cu-Au و نهشته‏‌های اسکارنی Sn) هنگام رویداد فرایند ماگماتیسم در بلوک لوت پدید آمده‏‌اند (Malekzadeh, 2009). از میان توده‏‌های نفوذی در خاور بلوک لوت، Esmaily و همکاران (2005) و Arjmandzadeh و همکاران (b2011) به‌ترتیب به بررسی زمین‏‌شیمیایی و سن‏‌سنجی گرانیت شاه‏‌کوه و گرانیتویید‏‌های چاه‏‌شلغمی در شمال‏‌خاوری و شمال گرانیتویید حنار پرداخته‏‌اند. همچنین، Arjmandzadeh و Santos (2014) گرانیتویید ده‌سلم در جنوب‌خاوری و Miri Beydokhti و همکاران (2015) گرانیتویید ماهور در جنوب‏‌باختری تودة نفوذی محدوده حنار را از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی و سن‏‌سنجی بررسی کرده‌اند. جایگاه توده‏‌های نفوذی یادشده و نیز سن‏‌های به‌دست‌آمده برای آنها در شکل 1- B آورده شده‌اند. بررسی ماگماتیسم در محدوده بلوک لوت در کنار دیگر بررسی‌های رسوب‏‌شناسی، چینه‏‌شناسی، زمین‏‌ساختی و ... می‏‌تواند ابزاری برای شناسایی الگوی تکتونوماگمایی (زمین‌ساخت پیدایش ماگما) در این پهنة ساختاریِ ایران باشد. ازاین‌رو، بررسی زمین‏‌شیمیایی تودة نفوذی در محدوده حنار که بخش بررسی‌نشدة پلوتونیسم خاور بلوک لوت است، ضروری به‌نظر می‏‌رسد. همان‌گونه‌که در بالا نیز گفته شد، تا کنون بررسی‌های کمابیش گسترده‏‌ای روی ماگماتیسم و الگوهای زمین‌ساختی احتمالی برای پیدایش ماگما در پهنه لوت انجام شده است؛ اما در این پژوهش، برای نخستین‌بار تودة نفوذی محدوده حنار معرفی شده و به بررسی سنگ‏‌نگاری، زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی آن پرداخته شده است.

شکل 1- A) موقعیت ساختاری بخش شمالی بلوک لوت (برگرفته از: Berberian و King (1981)، با اندکی تغییر)؛ B) جایگاه رخنمون تودة نفوذی محدوده حنار در بخش شمالی پهنة آتشفشانی-نفوذی بلوک لوت (برگرفته از: Arjmandzadeh و همکاران (b2011)، با تغییرات)

جایگاه زمین‏‌شناسی

از دیدگاه زمین‏‌شناسی، منطقه حنار در پهنة آتشفشانی نفوذی بلوک لوت جای گرفته است (شکل 1- B). در بلوک لوت سنگ‏‌های کهن‏‌تر از تریاس میانی دچار فاز کوهزایی سیمیرین پیشین شده‏‌اند. اگرچه فرایند‏‌های ولکانیسم و پلوتونیسم از ژوراسیک میانی (سیمیرین میانی)، به‌ویژه در بخش‌های ده‌سلم و چهارفرسخ روی می‌داده‌اند (Aghanabati, 2004)، اما بخش بزرگی از بلوک لوت با سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیاری (که اوج آن در ائوسن بوده است) فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981). در نقشه زمین‏‌شناسی این محدوده، تونالیت (To)، گرانودیوریت (Gd)، کوارتزدیوریت (Q-Di)، دیوریت (Di) و میکرودیوریت (Micro-Di) به سن ائوسن تا الیگوسن از سنگ‏‌های آذرین درونی هستند. بازالت (Ba)، بازالت آندزیتی (AB)، آندزیت (An) و آذرآواری (Py) به سن ائوسن-الیگوسن نیز از سنگ‏‌های آذرین بیرونی هستند. تنها واحد رسوبی در این محدوده، آبرفت‏‌های کهن و جدید (Q) به سن کواترنر هستند. همچنین، در این نقشه، جایگاه نقطه‌های نمونه‏‌برداری‌شده آورده شده است (شکل 2).

شکل2- نقشه زمین‏‌شناسی و جایگاه نقطه‌های نمونه‏‌برداری‌شده در محدوده تودة نفوذی حنار (جنوب بیرجند)

ویژگی‌ها و یافته‌های صحرایی

در محدوده حنار سنگ‏‌های آذرین درونی به‏‌صورت استوک درون واحد‏‌های آتشفشانی با ترکیب آندزیت، بازالت، بازالت آندزیتی و سنگ‏‌های آذرآواریِ هم‌ارز آنها نفوذ کرده‌اند؛‌ اما دگرگونی همبری چندانی را در آنها پدید نیاورده‏‌اند (شکل‌های 3- A و 3- B). تونالیت، گرانودیوریت، دیوریت، کوارتزدیوریت و میکرو‏‌دیوریت از سنگ‏‌های آذرین درونی گوناگونی هستند که در برونزد‏‌های مجاور نیز (بیشتر به‏‌صورت مرتفع و صخره‏‌ای) دیده می‌شوند. مرز میان رخنمون‏‌های تودة آذرین درونی را سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری پوشانده‌اند. در اینجا، در تودة آذرین درونی، بخش‏‌های بازیک‏‌تر در کناره‌های توده و بخش‏‌های فلسیک‏‌تر در بخش‏‌های میانی توده رخنمون دارند. واحد میکرودیوریت نیز بیرونی‏‌ترین بخش تودة نفوذی است و محل سردشدگی کمابیش پرشتاب‏‌تر ماگما در همبری با سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری دربرگیرنده را نشان می‌دهد. در این سنگ‌های آذرین درونی، دگرسانیِ کمی دیده می‏‌شود. انکلاوهای مافیک، با اندازه کمتر از 5 تا بیشتر از 20 سانتیمتر، درون سنگ‏‌های آذرین درونی دیده می‌شوند (شکل 3- C).

شکل 3- A، B) نمای کلی از گرانیتویید‏‌های منطقه حنار که در میان واحد‏‌های آتشفشانی منطقه نفوذ کرده است (در شکل A نگاه رو به جنوب‏‌خاوری و در شکل B نگاه رو به شمال‏‌باختری است)؛ C) انکلاوهای مافیک درون سنگ‏‌های گرانیتوییدی

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های کتابخانه‏‌ای و بررسی بررسی‌های پیشین در محدوده حنار و شناسایی مسیر‏‌های پیمایش، نزدیک به 15 روز بررسی میدانی انجام شد. در کل، شمار 96 نمونه از همه واحد‏‌های نفوذی و آتشفشانی برداشت شد. برپایة گسترش و میزان اهمیت واحد‏‌های سنگ‌شناسی گوناگون در منطقه، از مجموعه نمونه‏‌های یادشده، شمار 60 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شد. برپایة تنوع سنگی دیده‌شده در بررسی‌های میدانی و نیز بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، از نمونه‏‌های با کمترین دگرسانی، عنصرهای اصلی در 12 نمونه از سنگ‌های آذرین درونی، به‌روش XRF و با دستگاه مدل PW 2404 (ساخت شرکت Philips) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شدند. عنصرهای کمیاب این نمونه‏‌ها با دستگاه Agilent series 4500 (ساخت شرکت Agilent) در شرکت زرآزمای تهران تجزیه شدند. دقت تجزیه برای عنصرهای اصلی نزدیک به 5± درصد و برای عنصرهای کمیاب برای غلظت‏‌های بالای ppm100 برابر 5± و برای غلظت‏‌های کمتر از ppm100، ±10 درصد است. برای رسم نمودارهای زمین‏‌شیمیایی نیز نرم‌افزار‏‌های GCDkit 4.00 و نیز CorelDRAW X7 (64 Bit) به‌کار برده شدند.

سنگ‏‌نگاری

تونالیت: این سنگ‏‌ها بیشتر بافت گرانولار و پورفیری دارند. همچنین، بافت پویی‌کیلیتیک نیز در آنها دیده می‏‌شود. کوارتز (با فراوانی نزدیک به 30 تا 35 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز با ترکیب آلبیت تا الیگوکلاز (برپایة روش پیشنهادیِ Wright (1951)، با فراوانی نزدیک به 35 درصدحجمی) و آمفیبول با ترکیب هورنبلند (با فراوانی حجمی حدود 20 درصد) از کانی‏‌های اصلی آن هستند. افزون‌بر کانی‏‌های یادشده، کانی‏‌های کدر در این سنگ‏‌ها با ترکیب مگنتیت و تیتانومگنتیت، بیوتیت و زیرکن نیز به‏‌صورت فرعی (در کل، با فراوانی نزدیک به 10 تا 15 درصدحجمی) دیده می‌شوند (شکل 4- A). دگرسانی در این سنگ‏‌ها تا اندازه‌ای دیده می‏‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که بلورهای پلاژیوکلاز سوسوریتی شده‌اند و در پی دگرسانی، در سطح بلور‏‌های آمفیبول و بیوتیت کانی‏‌های ثانویه کدر و کلریت پدید آمده است.

گرانودیوریت: این سنگ‏‌ها بیشتر بافت گرانولار دارند. همچنین، بافت‏‌های پویی‌کیلیتیک، راپاکیوی و میرمیکیتی (شکل 4- B) نیز به‏‌صورت محدود در آنها دیده می‏‌شود. کوارتز (با فراوانی نزدیک به 20 تا 25 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین و تا اندازه‌ای سوسوریتی‌شده (با فراوانی نزدیک به 40 درصدحجمی)، آمفیبول با ترکیب هورنبلند (با فراوانی نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی) و کمابیش دگرسان‌شده به بیوتیت، کلریت و کانی‏‌های کدر (شکل‌های 4- C و 4- D) از کانی‏‌های اصلی در این سنگ‏‌ها هستند. افزون‌بر کانی‏‌های یادشده، کانی‏‌های آلکالی‏‌فلدسپار با ترکیب ارتوز و میکروکلین، کانی‌های کدر با ترکیب مگنتیت و تیتانو‏‌‏‌مگنتیت، بیوتیت، کلینو‏‌‏‌پیروکسن با ترکیب اوژیت و دیوپسید نیز به‏‌صورت کانی فرعی (مجموعأ با فراوانی نزدیک به 20 درصدحجمی) در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند.

دیوریت و کوارتزدیوریت: در کل، تنها تفاوت مهم سنگ‏‌های دیوریتی با سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی در این ناحیه، در میزان کوارتز آنهاست؛ به‌گونه‌ای‌که در سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی فراوانی کانی کوارتز برابربا 5 تا 10 درصدحجمی و در سنگ‏‌های دیوریتی برابربا 0 تا 5 درصدحجمی است (شکل 4- E). این سنگ‏‌ها بیشتر بافت گرانولار دارند. افزون‌‏‌بر ‏‌این، بافت‏‌های پویی‌کیلیتیک (شکل 4- F) و میرمکیتی در برخی مقطع‌ها آشکارا دیده می‌شوند. پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (با فراوانی نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی) و آمفیبول (بلورهای هورنبلند به رنگ سبز روشن تا سبز تیره، با فراوانی نزدیک به 15 تا 25 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی در این سنگ‏‌ها هستند. کانی‏‌های کوارتز، کانی‏‌‏‌های کدر با ترکیب مگنتیت و تیتانومگنتیت، بیوتیت، کلینو‏‌‏‌پیروکسن با ترکیب اوژیت و دیوپسید و آلکالی‏‌فلدسپار با ترکیب میکروکلین را نیز به‏‌صورت کانی فرعی (در کل با فراوانی نزدیک به 20 درصدحجمی) در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند. این سنگ‏‌ها دگرسانی بیشتری نسبت به سنگ‏‌های فلسیک‏‌تر در این محدوده دارند و در آنها بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر سوسوریتی شده‌اند و در پی دگرسانی، کانی‌های آمفیبول و بیوتیت در سطح بلورهای کلینو‏‌پیروکسن و کانی‌های کلریت و کدر در سطح بلورهای آمفیبول پدید آمده‌اند.

شکل 4- A) نمای میکروسکوپی از کانی‏‌های اصلی و فرعی در سنگ‏‌های تونالیتی؛‌ B) بافت میرمکیتی در سنگ‏‌های گرانودیوریتی؛ C، D) دگرسانی بلورهای هورنبلند به مجموعه‏‌ای از کانی‏‌های ثانویه (کلریت+ بیوتیت+ کانی‏‌های کدر) در سنگ‏‌های گرانودیوریتی؛ F) نمای میکروسکوپی از کانی‏‌های اصلی و فرعی در سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی؛ F) دربرگیری کانی‏‌های فرومنیزین با بلور‏‌های پلاژیوکلاز و پیدایش بافت پویی‌کیلیتیک در سنگ‏‌‏‌های دیوریتی؛ G) بافت پورفیری در سنگ‏‌های میکرودیوریت؛ H) خوردگی کناره‌های بلور و همچنین، بافت غربالی در بلور‏‌های کلینو‏‌پیروکسن در سنگ‏‌های میکرودیوریت (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از: Kretz (1983): Qtz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Afs: آلکالی‏‌فلدسپار؛ Am: آمفیبول؛ Bt: بیوتیت؛‌ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Chl: کلریت؛ Op: کدر) (تصویرها در حالت PPL هستند)

میکرودیوریت: این سنگ‏‌ها بیشتر بافت میکروگرانولار و پورفیری دارند (شکل 4- G)؛ افزون‌براین، بافت‏‌های میرمکیتی، پوییکیلیتیک و غربالی (شکل 4- H) را نیز به نمایش می‏‌گذارند. در این سنگ‏‌ها، فنوکریست‏‌ها بیشتر بلور‏‌های پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (با فراوانی نزدیک به 70 درصدحجمی از مجموع کل بلورهای فنوکریست)، آمفیبول با ترکیب هورنبلند‏‌ به رنگ سبز روشن (با فراوانی نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی از مجموع بلورهای فنوکریست) و کلینوپیروکسن با ترکیب اوژیت و دیوپسید (با فراوانی نزدیک به 10 تا 15 درصدحجمی از مجموع بلورهای فنوکریست) هستند. نزدیک به 50 درصد حجم این سنگ‏‌ها را نیز زمینه‌، به‏‌صورت ریزبلور‏‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت، کوارتز و کانی‏‌های کدر، در برگرفته است. درون زمینه، کانی‏‌های گوناگون پدیدآمده از دگرسانی (مانند: کلریت، بیوتیت، کلسیت، اپیدوت و کانی‏‌‏‌های کدر ثانویه) به‌فراوانی دیده می‏‌شوند. دگرسانی‏‌های گوناگون دیده‌شده در این دسته از سنگ‏‌ها همانند دگرسانی‌های یادشده در سنگ‏‌های دیوریتی و کوارتزدیوریتی‏‌ هستند.

زمین‏‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی نادر سنگ کل شمار 12 نمونه برداشت‌شده از تودة آذرین درونیِ منطقة حنار در جدول 1 آورده شده‌اند. برای نامگذاری سنگ‏‌ها از نمودار Cox و همکاران (1979) استفاده شده است که در آن از مجموع SiO₂ دربرابر عنصرهای آلکالن در رده‏‌بندی شیمیایی سنگ بهره گرفته شده است. در این نمودار نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده‏‌های گرانیت (نمونه با سنگ‏‌نگاری تونالیت)، گرانودیوریت (کوارتزدیوریت) و دیوریت جای گرفته‌اند. این یافته‌ها با داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی سنگ‏‌نگاری همخوانی دارند (شکل 5- A). برای بررسی سرشت ماگمایی، نمودار‏‌های پیشنهادیِ Hasti و همکاران (2007) به‌کار برده شده‌اند که در آنها نمونه‏‌ها در گسترة سری کالک‏‌آلکالن، کالک‏‌آلکالن با پتاسیم بالا و شوشونیتی جای می‏‌گیرند (شکل 5- B). همچنین، نمودار سیلیس دربرابر K₂O نیز برای جدایش گسترة کالک‏‌آلکالنِ پتاسیم بالا از گسترة شوشونیتی به‌کار برده شده است. در این نمودار، نمونه‏‌های برداشت شده از گرانیتویید‏‌های منطقه حنار در محدوده کالک‏‌آلکالن و کالک‏‌آلکالنِ پتاسیم بالا جای گرفته‌اند. جای‌گرفتن تنها نمونة تونالیتی (HZ297) در محدودة توله‌ایتی نمودار یادشده پیامد سرشت سدیک سنگ‏‌های تونالیتی و میزان پایین پتاسیم در آنهاست (شکل 5- C).

‌برپایة نمودار A/CNK= Al₂O₃/(CaO+Na₂O+K₂O) دربرابر A/NK= Al₂O₃/(Na₂O+K₂O، همه نمونه‏‌ها در محدوده متاآلومین جای گرفته‌اند (Shand,1943) (شکل 5- D) و این از ویژگی‌های گرانیتویید‏‌های نوع I است (Chappell and White, 1992).

Chappell و White (1992) اکسید‏‌های Na₂O دربرابر K₂O را برای جدایش انواع گرانیت‏‌های نوع S و I به‌کار برده‏‌اند. همه نمونه‏‌های بررسی‌شده در این نمودار در محدوده گرانیتویید‏‌های نوع I جای گرفته‌اند (شکل 5- E). همان‌گونه‌که در جدول 1 دیده می‌شود، با افزایش میزان SiO₂ که شاخص جدایش بلوری در نمونه‏‌های بررسی‌شده است، میزان P₂O₅ کاهش می‏‌یابد و این ویژگی شاخص گرانیتویید‏‌های نوع I (برخلاف گرانیتویید‏‌های نوع S) است (Eastoe, 1978; Mason and McDonald, 1978; Dilles, 1987; Estoe and Eadington, 1986).

افزون‌براین، مقدار کمابیش کم Rb/Sr (با مقدار میانگین 24/0) نشان‌دهندة جای‌گرفتن این سنگ‏‌‏‌ها در رده گرانیتویید‏‌های نوع I است (Chappell, 1999).

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقه حنار (خاور بلوک لوت) (اکسید‏‌ عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی و با روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب برپایة ppm و با روش ICP-MS اندازه‏‌گیری شده‌اند؛ آهن به‏‌صورت آهن کل است؛ LOI نشان‌دهندة میزان مواد فرار برپایة درصدوزنی است) (Di: دیوریت؛ Qd: کوارتز دیوریت؛ Gd: گرانودیوریت؛ To: تونالیت)

شکل 5- گرانیتوییدهای منطقة حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار رده‏‌بندی شیمیایی برپایة SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O (Cox et al., 1979)؛ B، C) نمودار‏‌های Co دربرابر Th (Hasti et al., 2007) و SiO₂ دربرابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976) برای شناسایی سری ماگمایی؛ D) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943) برای ارزیابی وضعیت اشباع‌شدگی از آلومین؛ E) نمودار K₂O دربرابر Na₂O برای شناسایی گرانیت‏‌های نوع S از I (Chappell and white, 1992) (در شکل 5- A، نشانه‏‌‏‌های به‌کاررفته برای نمایش طیف سنگی در تودة آذرین درونی محدوده حنار آورده شده‌اند. این نشانه‏‌ها در نمودارهای بعدی نیز به‌صورت یکسان به‌کار رفته‏‌اند)

همان‌گونه‌که در نمودار‏‌‏‌های SiO₂ دربرابر تغییرات عنصرهای اصلی (شکل 6) دیده می‌شود، این تغییرات همپوشانی و پیوستگی ویژه‌ای در روند نمونه‏‌های تونالیتی تا دیوریتی نشان می‏‌دهند که نشان‌دهندة وابستگی ژنتیکی میان آنهاست. روند کاهشی در اکسید‏‌های Al₂O₃، Fe₂O_3t، MnO، MgO، CaO، P₂O₅ و TiO₂ و روند افزایشی در اکسید K₂O به‌خوبی دیده می‌شود.

روند کاهشی در اکسید‏‌های Fe₂O_3t، MnO، MgO، CaO، P₂O₅ و TiO₂ پیامد افزوده‌شدن این اکسید‏‌ها به کانی‏‌های فرومنیزین (مانند: پیروکسن، آمفیبول و اکسید‏‌های آهن- تیتانیم) است. همچنین، روند کاهشی در Al₂O₃ پیامد شرکت این عنصر در پلاژیوکلاز‏‌های کلسیک در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمایی و کاهش آن پیامد پیشرفت فرایند تبلوربخشی است.

شکل 6- نمودارهای تغییرات اکسید‏‌های عنصرهای اصلی دربرابر SiO₂(برپایة درصدوزنی) (Harker, 1909) برای نمونه‏‌های برداشت‌شده از منطقه حنار (جنوب بیرجند)

همبستگی مثبت SiO₂ و K₂O پیامد ناسازگاری این عنصر در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمایی و افزایش مقدار آن در ماگما پیامد پیشرفت فرایند جدایش بلورین است. Na₂O دربرابر SiO₂روند افزایشی و یا کاهشی ویژه‌ای را نشان نمی‏‌دهد و چه‌بسا این پدیده در پی تجزیة فلدسپار‏‌ها و جایگزینی کانی‏‌های رسی به‌جای آنها و یا آلایش ماگمایی با مواد پوسته‏‌ای روی داده باشد (Zorpi et al., 1991). حالت همپوشانی و پیوستگی در روند عنصرهای فرعی دربرابر SiO₂ را نیز برای نمونه‏‌های بررسی‌شده در شکل 7 دیده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که میان SiO₂ و عنصرهای V و Sr همبستگی منفی و میان SiO₂ و عنصرهای Ba، Rb، U و Th همبستگی مثبت دیده می‏‌شود. همبستگی منفی V پیامد جدایش و شرکت این عنصر در ساختار کانی پیروکسن در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمایی است. افزون‌براین، Wilson (1989) کاهش V با افزایش میزان SiO₂ را پیامد جدایش بلورین زود‏‌هنگام اکسید‏‌های آهن و تیتانیم دانسته است. Giniber و Worner (2007) کاهش میزان Sr را پیامد سازگاری این عنصر در بلورهای پلاژیوکلاز کلسیک تبلوریافته در مرحله‌های نخستین تبلور ماگما می‏‌داند. شیب مثبت در روند عنصرهای Ba، Rb، U و Th نیز می‏‌تواند به جایگیری این عنصرها در ساختار آلکالی‏‌فلدسپار، بیوتیت و هورنبلند در مرحله‌های پایانی تبلور ماگما باشد (Rollinson, 1993).

شکل 6- نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب دربرابر SiO₂ (برپایة ppm) (Harker, 1909) برای نمونه‏‌های برداشت‌شده از منطقه حنار (جنوب بیرجند)

در شکل 8- A، ترکیب نمونه‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه آورده شده است. در این نمودار، عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، P، Zr و Ti آنومالی منفی دارند؛ اما دربرابر آنها، عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: Cs، K، U و Th) آنومالی مثبت نشان می‌دهند. نسبت Rb_N/Y_Nشاخصی برای غنی‏‌شدگی از LILE دربرابر HFSE است و مقدار آن در نمونه‏‌های بررسی‌شده بالا و برابر 65/2 تا 14/42 (با مقدار میانگین: 33/22) است. غنی‏‌شدگی از LILE دربرابر HFSE از نشانه‏‌های ماگما‏‌های وابسته به پهنه‌های فرورانشی (مانند: کمان‏‌های آتشفشانی با سرشت کالک‏‌آلکالن در مرزهای فعال قاره‏‌ای) است (Gill, 1981؛ Pearce, 1983؛ Willson, 1989؛ Rollinson, 1993؛ Walker, 2001). آنومالی مثبت K و Pb و آنومالی منفی Nb در الگوی عنصرهای کمیاب چه‌بسا نشان‌دهندة درگیر‌شدن ماگمای اولیه با سنگ‏‌های پوسته‏‌ای (Hofmann, 1997؛ Taylor and Mclennan, 1985) و همچنین، تهی‌شدگی از Nb چه‌بسا پیامد پیدایش ماگمای مادر از ذوب‏‌بخشی یک گوشته غنی‏‌شده نیز باشد (Kurt et al., 2008). در این نمودار، برخلاف نمونه‏‌های دیگر، تنها نمونة HZ-297 غنی‏‌شدگی کمتری از K و Rb نشان می‏‌دهد. این پدیده چه‌بسا در پی آلودگی پوسته‏‌ای کمتر دربارة این نمونه در مقایشه با دیگر نمونه‏‌ها باشد. میزان Pb بسیار کم در این نمونه (جدول 1) نیز درستی این نکته را نشان می‌دهد.

کاهیدگی نسبی در Ti، حضور کانی‏‌های Ti دار در مواد بجا‏‌مانده پس از ذوب (Martin, 1994) و یا جدایش بلورین آپاتیت از ماگما را نشان دهد (Pearce and Parkinson, 1993). آنومالی منفی P نیز پیامد تبلور کانی آپاتیت در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمای مادر سنگ‏‌های گرانیتوییدی این منطقه شمرده می‌شود. افزون‌براین، میزان کم Ti در این سنگ‏‌ها چه‌بسا در پی تهی‌شدگی سنگ ‌خاستگاه ماگمای اولیه از این ترکیب‌ها روی داده باشد (Woodheed et al., 1993؛ Gust et al., 1997). تفاوت نسبی رفتار Rb و Ba در میزان غنی‏‌شدگی و پیدایش آنومالی مثبت نسبت به دیگر عنصرهای LILE شاید پیامد سیال‌هایی باشد که از رسوب‌های همراه با اسلب فرورو جدا شده و بر گوشته بالای پهنه فرورانش (سنگ ‌خاستگاه مذاب اولیه) اثر گذاشته‌اند (Borget et al., 1997; Leat et al., 2003).

در شکل 8- B، ترکیب نمونه‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار روی نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت آورده شده است. غنی‏‌شدگی از عنصرهای خاکی نادر سبک دربرابر الگوی مسطح عنصرهای خاکی نادر متوسط و سنگین در همة نمونه‏‌ها، الگوی شیب‏‌دار با شیب منفی را پدید آورده است. این ویژگی از ویژگی‌های سنگ‏‌های پدیدآمده در کمان‏‌های آتشفشانی با سرشت کالک‏‌آلکالن در مرزهای فعال قاره‏‌ای است (Gill, 1981; Pearce, 1983; Wilson, 1989; Walker et al., 2001; Machado et al., 2005). الگوی شیب‏‌دار یادشده چه‌بسا در پی درجة کم ذوب‏‌بخشی، جدایش کانی‏‌های دارندة عنصرهای خاکی نادر سنگین نسبت به عنصرهای خاکی نادر سبک در مرحله‌های نخسین تبلور ماگما (Rollinson, 1993)، داشتن کانی‏‌های گارنت، اسپینل و یا آمفیبول (هورنبلند) در سنگ ‌خاستگاه و یا آلایش ماگما با مواد پوسته‏‌ای باشد (Almeide et al., 2007). با وجود این، میزان نسبت La_N/Yb_N شاخصی برای جدایش عنصرهای خاکی نادر نسبت به هم و برابربا 75/2 تا 87/8 است. این نسبت در گرانیتویید‏‌های محدوده حنار نسبت به ماگما‏‌های پدیدآمده با بلور‏‌های گارنت بجا‌مانده در محل ذوب (La_N/Yb_N>20) سازگار نیست؛ اما گویای بجا‌ماندن اسپینل و یا آمفیبول به‌صورت فاز یا فاز‏‌های بجا‏‌مانده در سنگ ‌خاستگاه است (Martin, 1987). گفتنی است که حضور آمفیبول (هورنبلند) تنها در فشار‏‌های کم امکان‌پذیر است و در صورت ‌خاستگاه‌گرفتن ماگمای مادر از پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای، حضور این کانی به‌صورت بجا‏‌مانده ممکن نیست (Arjmandzadeh and Santos, 2014).

موازی‌بودن روند همه نمونه‏‌های محدوده بررسی‌شده نشان‌دهندة همانندیِ خاستگاه آنهاست. آنومالی منفی Eu (نسبت Eu/Eu^*برابربا 67/0 تا 89/0 است) چه‌بسا پیامد جدایش اولیه کانی پلاژیوکلاز هنگام فرایند جدایش بلورین، در شرایط احیاء (fO₂ کم) از ماگمای مادر باشد (Henderson, 1984; Hezarkhani, 2005). همچنین، میزان کم Sr در نمونه‏‌های بررسی‌شده (با مقدار میانگین: ppm285) جدایش کانی پلاژیوکلاز در مرحله‌های نخستین جدایش بلورینِ ماگما را نشان می‌دهد (Arjmandzadeh et al., 2011b).

شکل 8- نمونه‏‌های گرانیتوییدی منطقة حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده ‌به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)

پهنة زمین‏‌ساختی

در نمودار‏‌های Pearce و همکاران (1984) برای شناسایی موقعیت زمین‏‌ساختی پیدایش گرانیتویید‏‌های گوناگون، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده کمربند‏‌های آتشفشانی پهنه‏‌های فرورانشی جای گرفته‌اند (شکل‌های 9- A و 9- B). ضریب جدایش Th و Nb در بلور و مذاب همانند هم است (Leat et al., 2004). Th در پهنه‏‌های فرورانش به ماگما افزوده می‏‌شود؛ اما مقدار Nb در ماگما کاهش می‏‌یابد. در نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (شکل 9- C)، Yb فاکتور بهنجارکننده برای Nb و Th شمرده می‌شود. این نمودار برای شناسایی محیط زمین‏‌ساختی پیدایش نمونه‏‌های بررسی‌شده به‌کار برده شد. برپایة جایگاه و نیز شیب مثبت جای‌گرفتن نمونه‏‌های محدوده حنار در این نمودار نشان می‌دهد ماگمای مادر آنها چه‌بسا دچار محلول‏‌های آزادشده از سنگ‌کرة فرورو و یا آلودگی پوسته‏‌ای شده است (شکل 9- C). نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 9- D) برای ارزیابی سری ماگمایی، نوع کمان آتشفشانی و نیز شناخت سرشت گوشته‏‌ی درگیر در ذوب به‌کار برده می‌شود. جایگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده در این نمودار نشان‌دهندة سری ماگمایی کالک‏‌آلکالن تا شوشونیتی، محیط کمان قاره‏‌ای و ‌خاستگاه گوشته غنی‏‌شده همراه با تأثیر سیال‌های پهنه فرورانش است (شکل 9- D).

شکل 9- شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش گرانیتوییدهای محدوده حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار نمودار Y دربرابر Nb (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Leat et al., 2004)؛ D) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983)

در نمودار‏‌های Schandl و Gorton (2002) که در آنها عنصرهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb و نیز Yb دربرابر Th/Ta برای شناسایی محیط‏‌های زمین‌ساختی گوناگون به‌کار می‌روند، همه نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده مرزهای فعال قاره‏‌ای جای گرفته‌اند (شکل‌های 10- A و 10- B).

شکل 10- گرانیتوییدهای محدوده حنار (جنوب بیرجند) در‌: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Schandl and Gorton, 2002)؛ B) نمودار Yb دربرابر Th/Ta (Schandl and Gorton, 2002)

Brown و همکاران (1984) با به‌کارگیری نمودار Nb دربرابر Rb/Zr، میزان بلوغ کمان‏‌های آتشفشانی را به‌دست آورده‏‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 11- A دیده می‏‌شود، نمونه‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در محدوده کمان‏‌های مرز‏‌ قاره‌ای نابالغ جای گرفته‌اند.

نمودار R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) دربرابر R2=6Ca+2Mg+Al نشان‌دهندة ویژگی‏‌های سنگ‏‌های محدوده کمان‏‌های آتشفشانی پیش از برخورد برای همه نمونه‏‌های بررسی‌شده است (شکل 11- B).

نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm نیز ستبرای کمتر از 45 کیلومتریِ پوسته قاره‏‌ای در محل پیدایش گرانیتویید‏‌های محدوده حنار (پوسته قار‏‌ه‏‌ای با ستبرای کم) و نیز گوشته کمابیش غنی‏‌شده در محل ‌خاستگاه ماگمای مادر آنها را نشان می‌دهد (شکل 11- C).

بحث

میزان La_N/Yb_N برای نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 75/2 تا 87/8 است. این تغییراتِ اندک نشان‌دهندة جدایش آنها از ماگمای مادر یکسانی است. جای‌گرفتن نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودار La/Yb دربرابر La نشان‌دهندة نقش فرایند جدایش بلورین در پیدایش این سنگ‏‌های گرانیتوییدی است (شکل 12- A).

نمودار تغییرات نسبت عنصرهای ناسازگار Rb/Th دربرابر Rb نشان‌دهندة الگوی خطی با شیب مثبت و نقش فرایند تبلوربخشی همراه با هضم و آلایش ماگمایی (AFC) در پیدایش این سنگ‏‌هاست (شکل 12- B).

مشاهده صحرایی انکلاوهای گوناگون در سنگ‏‌های گرانیتوییدی، حالت زونینگ در بلور‏‌های پلاژیوکلاز و نیز رشد بلور‏‌های پلاژیوکلاز با ترکیب متفاوت در پیرامون بلور‏‌های پلاژیوکلاز اولیه در مقطع‌های بررسی‌شده گواهی بر رویداد فرایند‏‌های هضم و آلایش ماگمایی در کنار فرایند جدایش بلورین هستند (Karsli et al., 2007).

شکل 11- گرانیتوییدهای محدوده حنار (جنوب بیرجند) در‌: A) نمودار Nb دربرابر Rb/Zr برای شناسایی کمان‏‌های بالغ از نابالغ (Brown et al., 1984)؛ B) نمودار R₁=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) دربرابر R₂=6Ca+2Mg+Al برای شناخت زمان پیدایش توده‏‌های نفوذی نسبت به زمان برخورد پوسته‏‌های قاره‏‌ای (Bachelor and Bowden, 1985)؛ C) نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm برای ارزیابی کلی ستبرای پوسته قاره‏‌ای در محل پیدایش کمان‏‌های آتشفشانی پدیدآمده در مرزهای پوسته‏‌های قاره‏‌ای (Kay and Mpodozis, 2001)

شکل 12- شناسایی فرایند‏‌‏‌های گوناگونِ درگیر در پیدایش سنگ‏‌‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در: A) نمودار La/Yb دربرابر La (Wang et al., 2007)؛ B) نمودار Rb دربرابر Rb/Th (Tchameni et al., 2006)

در نمودار پیشنهادیِ Defant و Drummond (1990) که ‌برپایة نسبت Sr/Y دربرابر Y، محیط‏‌های کمان ماگمایی نرمال را از محیط‏‌های آداکیتی جدا می‌کند، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده کمان ماگمایی نرمال جای گرفته‌اند (شکل 13- A). همچنین، در نمودار (La/Yb)_N دربرابر Yb_N (شکل 13- B)، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده کمان ماگمایی نرمال جای گرفته‌اند. افزون‌براین، در نمونه‏‌های بررسی‌شده، نسبت Sr/Y برابربا 68/10 تا 11/19 و نسبت La/Yb برابربا 7/4 تا 16/13 است. این مقدارها با مقدارهای پیشنهادی برای سنگ‏‌های آداکیتی همپوشانی ندارد (Kepezhinskas et al., 1997; Castillo et al., 1999). مقدار کمابیش کمِ نسبت Zr/Sm برای همه نمونه‏‌ها (مگر نمونه HZ293) برابربا 2/3 تا 25/9 است. تفاوت این مقدار با مقدارهای پیشنهادیِ Foley و همکاران (2002) نشان می‌دهد سنگ‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار سرشت آداکیتی ندارند.

شکل 13- سنگ‏‌‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار Yb_N دربرابر La_N/Yb_N (Martin, 1994)

در پهنه‌های بالای پهنه فرورانش، ماگما‏‌‏‌ها در پی ذوب‏‌بخشی پوسته زیرین، اسلب فرورو و یا گوة گوشته‏‌ای پدید می‌آیند. بررسی‌های آزمایشگاهی نشان داده‏‌اند که بدون توجه به درصد ذوب‏‌بخشی، Mg# شاخصی خوبی برای شناسایی ماگما‏‌‏‌های جدایش‌یافتة گوناگون از ذوب پوسته زیرین و یا اسلب فرورو (Mg#<40) در مقایسه با ماگما‏‌‏‌‏‌‏‌های پدیدآمده از ذوب پریدوتیت‏‌های گوة گوشته‏‌ای (Mg#>40) است (Rapp and Watson, 1995). همان‌گونه‌که در جدول 1 دیده می‏‌شود، میزان بالای Mg# در نمونه‏‌های محدوده حنار (Mg# برابربا 35/40 تا 67/55 است) نشان‌دهندة پیدایش ماگمای مادر آنها در پی ذوب‏‌بخشی گوة گوشته‏‌ای است. فراوانی عنصر به‌شدت ناسازگار La و عنصر کمتر سازگار Sm، ترکیب کلی ناحیه ‌خاستگاه را نشان می‌دهد؛ زیرا تمرکز این دو عنصر به‌طور متفاوتی به‌دست ‌خاستگاه (پریدوتیت توالی گوشته‏‌ای) اسپینل و یا گارنت‏‌دار کنترل می‏‌شود (Aldanmaz et al., 2000). از سوی دیگر، نسبت Sm/Yb به ترکیب ناحیه ‌خاستگاه وابسته است؛ زیرا Yb به‌شدت نسبت به کلینوپیروکسن و یا اسپینل سازگار است. ذوب‏‌بخشی از گوشته‌ای با ترکیب اسپنل لرزولیت ماگمایی با نسبت Sm/Yb مشابه با مقدار این نسبت در گوشته با ترکیب اسپینل لرزولیت پدید می‌آورد؛‌ اما میزان نسبت La/Sm و همچنین، مقدار Sm، با افزایش درجه ذوب‏‌بخشی کاهش می‏‌یابد (Aldanmaz et al., 2000). از سوی دیگر، مذاب‏‌هایی که از ذوب کم تا متوسط گارنت لرزولیت پدید می‌آیند به‌علت سازگاری بالای Yb در گارنت، نسبت Sm/Yb بسیار بالاتر از این نسبت در گوشته گارنت لرزولیتی دارند. برای شناخت ترکیب سنگ ‌خاستگاه و نیز ارزیابی درجه ذوب‏‌بخشی، نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb (شکل 14) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‏‌شود، جایگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده در این نمودار نشان‌دهندة 2 تا 8 درصد ذوب‏‌بخشی از ‌خاستگاهی اسپینل لرزولیتی (با مقدار کمی گارنت) برای پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های نفوذی محدوده بررسی‌شده است. از سوی دیگر، همان‌گونه‌که در بخش زمین‏‌شیمی گفته شد، برپایة نسبت کم La_N/Yb_N در نمونه‏‌های بررسی‌شده، پیدایش گارنت (که کانی بجا‏‌مانده در ‌خاستگاه ذوب دانسته می‌شود) امکان پذیر نیست (Martin, 1987). برپایة جدول 1، مقدارهای کمابیش بالای Y و Yb و نیز نسبت‏‌های کم Sr/Y و La/Yb نبود گارنت در ‌خاستگاه را نشان می‌دهند (Martin, 1986).

شکل 14- نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb برای شناخت کانی‏‌شناسی سنگ ‌خاستگاه و نیز ارزیابی درصد ذوب‏‌بخشی برای پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار (Aldanmaz et al., 2000) (Garnet lherzolite: (Ol₆₀+Opx₂₀+Cpx₁₀+Gn₁₀)؛ Spinel lherzolite: (Ol₅₃+Opx₂₇+Cpx₁₇+Sp₁₁)؛ DM: گوشتة تهی‌شده (‌برپایة مقدارهای پیشنهادیِ McKenzi و O'Nions (1991)؛ PM: گوشته اولیه یا غنی‏‌شده؛ N-MORB: بازالت پشتة‌ میان‌اقیانوسی نرمال؛ E-MORB: بازالت پشته میان‌اقیانوسی غنی‏‌شده (‌برپایة مقدارهای پیشنهادیِSun و McDonough (1989))