پتروگرافی و شیمی‌کانی دایک‌های ائوسن کوه کم‌خاشک (شمال خور، استان اصفهان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان،‌ ایران

چکیده

کوه کم‌خاشک در شمال‌شرق اصفهان (شمال خور) واقع شده است. در این منطقه دایک‌های بازیک با امتداد شمال‌شرق- جنوب‌غرب و دایک‌های حد واسط با امتداد شمال‌غرب- جنوب‌شرق درون واحدهای ماسه‌سنگ، سنگ آهک‌ها و مارن‌های کرتاسه بالایی نفوذ کرده‌اند. دایک‌های حدواسط از نظر حجم، تعداد، طول و همچنین ضخامت نسبت به دایک‌های بازیک برتری دارند. بررسی‌های صحرایی نشان می‌دهد که در برخی موارد، دایک‌های بازیک، دایک‌های حدواسط را قطع نموده است که نشان دهنده ایجاد این دایک‌ها بعد از دایک‌های حدواسط است. دایک‌های بازیک از کانی‌های الیوین (کریزولیت)، کلینوپیروکسن (دیوپسید و اوژیت)، پلاژیوکلاز (لابرادوریت و الیگوکلاز)، سانیدین، مگنتیت، ارتوپیروکسن (انستاتیت)، اسپینل و فلوگوپیت به‌عنوان کانی‌های اولیه تشکیل شده‌اند و کانی‌های ثانویه آن‌ها، زئولیت (ناترولیت و مزولیت)، کلریت، کلسیت و سرپانتین هستند. کانی‌های اولیه تشکیل دهنده دایک‌های حدواسط نیز کلینوپیروکسن (دیوپسید)، پلاژیوکلاز (لابرادوریت)، سانیدین، میکا (بیوتیت و فلوگوپیت)، آمفیبول (هاستینگزیت منیزیم‌دار) و مگنتیت بوده و کانی‌های ثانویه آن‌ها کلسیت و کلریت هستند. انواع بیگانه‌بلورهای کوارتز و بیگانه‌سنگ‌های پیروکسنیتی و هورنفلس در دایک‌های بازیک مشاهده می‌شود. بررسی شیمی کلینوپیروکسن‌ها، فشار کمتر از 5 کیلو بار و مقدار متغیر PH2O را برای زمان تبلور این کانی‌ها نشان می‌دهد. دماسنجی میکاها، دمای تبلور را در نمونه‌های دایک حدواسط در محدوده 732 تا 747 درجه سانتیگراد نشان می‌دهد، در حالی‌که دمای تبلور بیوتیت‌های نمونه‌های بازیک، 699 تا 808 درجه سانتیگراد است. بر مبنای بررسی‌های پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ها، ترکیب ماگمای سازنده این دایک‌ها ساب آلکالن و از نوع کالک‌آلکالن تشخیص داده شد و نیز از لحاظ جایگاه تکتونوماگمایی در قلمرو قوس ماگمایی واقع می‌شوند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrography and mineral chemistry of Eocene dykes from Kuh-e-Kam Khashak (North of Khur, Isfahan province)

نویسندگان [English]

  • Hamideh Abbasi
  • Ghodrat Torabi
چکیده [English]

Ku-e-Kam Khashak is located in the NE of Isfahan (North of Khur). Basic dykes trending NE-SW and intermediate dykes with NW-SE trend cross cut the Upper Cretaceous sandstone, limestone and marl. The intermediate dykes are much more abundant and widespread in the area. Field studies show that the basic dykes cross-cutting the intermediate dykes, indicating that intermediate dykes are older. Primary minerals of the basic dykes are olivine (chrysolite), clinopyroxene (diopside, augite), plagioclase (labradorite, oligoclase), sanidine, magnetite, orthopyroxene (enstatite), spinel, phlogopite and secondary minerals are zeolite (natrolite and mesolite), chlorite, calcite and serpentine. The intermediate dykes are composed of clinopyroxene (diopside), plagioclase (labradorite), sanidine, mica (biotite and phlogopite), amphibole (magnesio-hastingsite) and magnetite as primary minerals and chlorite and calcite as secondary minerals. Basic dykes have xenocrysts of quartz and xenoliths with pyroxenite and hornfels in composition. Mineral chemistry of clinopyroxenes reveals pressure less than 5 kbars and variable PH2O for the formation of these phases. Thermometry of the micas in intermediate dykes show 732- 747 °C, whereas the biotites of basic dykes crystallized 699 to 808 °C. Petrography and mineral chemistry of the studied dykes indicate sub- alkaline and calc- alkaline characteristic of the primary magma and their magmatic arc setting.

کلیدواژه‌ها [English]

  • calc-alkaline
  • Dyke
  • Eocene
  • Calc
  • alkaline
  • Kam Khashak
  • Khur
  • Central Iran

مقدمه

دایک‌ها، توده‌های نفوذی لایه‌ای شکلی هستند که طبقات قدیمی‌تر اطراف خود را به‌صورت غیر هم‌شیب قطع نموده و کانال‌هایی برای انتقال ماگما از اعماق به سمت پوسته بالایی هستند. آن‌ها معمولاً نمایان‌گر گسترش پوسته‌ای هستند. دلیل رخداد ماگماتیسم به‌صورت دایک‌ها، حرکت گسل‌ها و نیروهای کششی حاصل از آن‌ها در نظر گرفته می‌شود به این صورت که نخست شکاف‌هایی ایجاد شده و با کاهش فشار، ماگما به سمت بالا صعود می‌کند. با بررسی ویژگی‌های دایک‌ها می‌توان به محیط تکتونیکی، ماهیت ماگمای منشاء و فرآیندهای تشکیل آن‌ها پی برد.

کوه کم‌خاشک بخشی از پهنه ساختاری ایران مرکزی است (آقانباتی، 1383). این منطقه در شمال خور (شمال‌شرق اصفهان) بین طول‌های جغرافیایی ¢05 °55 تا ¢20 °55 شرقی و عرض‌های جغرافیایی
 ¢00 °34 تا ¢15 °34 شمالی قرار دارد (شکل 1).

در مطالعات پتروگرافی، دایک‌ها به دو گره دایک‌های بازیک و حدواسط تقسیم شده‌اند. این تقسیم‌بندی، مبنای زمین‌شیمیایی نداشته و تنها یک اصطلاح پتروگرافی برای تمایز و معرفی بهتر دو گروه دایک است. گروهی از دایک‌ها دارای الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و اسپینل در خور توجه هستند و گروه دیگر، دارای آمفیبول، بیوتیت و فلدسپار فراوان هستند. به همین علت، از واژه‌های بازیک و حدواسط استفاده شد.

 

الف

ب

   

شکل 1- الف) نقشه سنگ‌های آتشفشانی ائوسن در ایران، ب) نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه (بر اساس نقشه 1:100000 عروسان (Technoexport, 1984)

 

 

در کوه کم‌خاشک، دایک‌های بازیک، با امتداد شمال‌شرق- جنوب‌غرب و دایک‌های حدواسط با امتداد شمال‌غرب- جنوب‌شرق، ماسه‌سنگ، سنگ آهک و مارن‌های کرتاسه بالایی را قطع کرده‌اند. تعیین سن دایک‌های موجود در منطقه خور با استفاده از روش K-Ar، اعداد 48 و 54 میلیون سال را ارائه داده است که نشان دهنده زمان ائوسن زیرین و میانی است (Technoexport, 1984). علاوه بر مطالب یاد شده، روابط صحرایی و همچنین شباهت زمین‌شیمیایی و پتروگرافی این دایک‌ها با سنگ‌های آتشفشانی ائوسن منطقه خور، سن ائوسن را برای دایک‌های مورد مطالعه تأیید می‌کند.

در برداشت‌های صحرایی مشخص شد که امتداد دایک‌های بازیک در کوه کم‌خاشک تغییر می‌کند و در جهت شرقی- غربی قرار می‌گیرند. دایک‌های مورد مطالعه در صحرا به رنگ سبز مایل به قهوه‌ای تیره و قرمز مایل به قهوه‌ای مشاهده می‌شوند. در این منطقه 40 دایک مشاهده شد که 12 دایک از نوع بازیک هستند. این دایک‌ها، دارای ضخامت 2 تا 3 متر هستند و طول آن‌ها تا 7 کیلومتر می‌رسد. دایک‌های حدواسط، دارای حجم، تعداد، طول و همچنین ضخامت بیشتری نسبت به دایک‌های بازیک هستند (شکل 2-A). در برخی موارد، دایک حدواسط توسط دایک بازیک قطع شده است و این نشان دهنده ایجاد این دایک‌ها قبل از دایک‌های بازیک است. نفوذ دایک‌های بازیک و حدواسط به درون واحدهای کرتاسه بالایی باعث دگرگونی قابل توجهی نشده و در بعضی موارد، تنها سنگ دیواره را دچار پختگی کرده است.

این دایک‌ها در بررسی‌های پیشین از نظر پترولوژی و کانی‌شناسی مورد توجه قرار نگرفته و تنها وجود آن‌ها توسط زمین‌شناسان روسی در پروژه تکنواکسپورت (Technoexport, 1984) گزارش شده است.

در این نوشتار به مطالعه پتروگرافی، شیمی‌کانی‌ها و تعیین خاستگاه تکتونیکی، با استفاده از بررسی کانی‌های سازنده دایک‌های بازیک و حدواسط موجود در کوه کم‌خاشک پرداخته می‌شود.

 

روش انجام پژوهش

به‌منظور دستیابی به اهداف این تحقیق، نخست، مطالعات صحرایی و نمونه برداری انجام شد. پس از انجام بررسی‌های پتروگرافی مقاطع نازک و نازک صیقلی، تصاویر میکروسکوپی دایک‌های مورد مطالعه (شکل 2- B و C) تهیه شد. در تصاویر میکروسکوپی ارائه شده، خلاصه نام کانی‌ها برگرفته از Kretz (1983) است. در مرحله بعد، آنالیز نقطه‌ای بر روی کانی‌ها با استفاده از دستگاه الکترون مایکروپروب Cameca SX- 100 در دانشگاه لیبنیز هانوور آلمان با ولتاژ شتاب دهنده kv 20 و جریان nA 15 انجام شد. نتایج آنالیز نقطه‌ای کانی‌ها در جدول‌های 1 تا 7 آورده شده است. در محاسبه فرمول ساختاری و تعیین درصد اعضای پایانی کانی‌های دارای محلول جامد و همچنین در تفکیک Fe2+ و Fe3+ آن‌ها از نسبت‌های استوکیومتری (Droop, 1987) استفاده شد. مقادیر Cr#، Mg#، Fe2+# و Fe3+# به ترتیب به‌صورت Cr/(Cr+Al)، Mg/(Mg+Fe2+)، Fe2+/(Fe2++Mg) و Fe3+/(Fe3++Cr+Al) محاسبه شد.

 

پتروگرافی و شیمیکانی دایک‌های بازیک

دایک‌های بازیک دارای کانی‌های اصلی الیوین (کریزولیت)، کلینوپیروکسن (دیوپسید)، پلاژیوکلاز (لابرادوریت)، سانیدین، کانی‌های فرعی مگنتیت، ارتوپیروکسن (انستاتیت)، اسپینل، فلوگوپیت و کانی‌های ثانویه زئولیت (ناترولیت و مزولیت)، کلریت (کروندوفیلیت)، کلسیت و سرپانتین هستند (شکل 2- B). این دایک‌ها دارای انواع بیگانه‌سنگ‌های با ترکیب پیروکسنیت و هورنفلس و بیگانه‌بلورهای کوارتز هستند. در اثر واکنش مذاب با بیگانه‌بلورهای کوارتز، حاشیه واکنشی شامل کانی‌های پلاژیوکلاز از نوع الیگوکلاز و کلینوپیروکسن از نوع اوژیت تشکیل شده است. بافت‌های موجود در سنگ‌های این دایک‌ها شامل پورفیری، هیالوپورفیری، میکرولیتیک پورفیری، گلومروپورفیری و پوئی‌کلیتیک است.

 

الیوین(کریزولیت)

این کانی، شکل‌دار و دارای ادخال‌های ریز اسپینل است. الیوین‌های ریز نیز در بین میکرولیت‌های فلدسپار زمینه دیده می‌شوند. برخی الیوین‌ها به کلریت و سرپانتین تبدیل شده‌اند. در رده‌بندی شیمیایی الیوین‌ها که بر اساس Mg#=Mg/(Mg+Fe2+) و Fe#=Fe2+/(Fe2++Mg) است نمونه‌های مورد بررسی در گستره ترکیبی کریزولیت قرار می‌گیرند (شکل 3- E).

 

کلینوپیروکسن(دیوپسید)

فنوکریست‌های کلینوپیروکسن، شکل‌دار و در برخی موارد دارای منطقه‌‌بندی و ماکل ساعت شنی هستند (TiO2=1.9 %) و همچنین به‌صورت ریزبلور در بین میکرولیت‌های فلدسپار دیده می‌شود. بعضی کلینوپیروکسن‌ها دارای ادخال‌هایی از ارتوپیروکسن‌هستند. بر اساس آنالیز نقطه‌ای، مقدار Mg# کلینوپیروکسن‌ها به‌طور متوسط 80 است. پیروکسن‌ها در گستره پیروکسن‌های آهن- منیزیم- کلسیم قرار دارند و مجموع کاتیون‌هایCa + Na + Fe2+ آن‌ها نزدیک به 2 است.

 


A

   

 

 

 

 

C

B

   

شکل 2 - (Aتصویر صحرایی دایک‌های ائوسن درون مارن و سنگ آهک کرتاسه، (B تصویر میکروسکوپی دایک بازیک و (Cتصویر میکروسکوپی دایک حد واسط (Ol: Olivine; Pl: Plagioclase; Bt: Biotite)

 

 

در نمودار Wo-En-Fs نمونه‌ها در گستره دیوپسید قرار دارند، اما نتایج آنالیز نقطه‌ای نشان می‌دهد که آن گروه از کلینوپیروکسن‌ها که اطراف حاشیه واکنشی بیگانه‌بلور کوارتز قرار دارند از نوع اوژیت هستند (شکل 3- A).

 

پلاژیوکلاز (لابرادوریت)

پلاژیوکلازها به صورت درشت بلور و میکرولیت‌های درشت تا ریز، با بافت جریانی و غربالی هستند. وجود پلاژیوکلازهای انبوه (بافت گلومروپورفیری) در نمونه‌ها نشان دهنده افت دمای ناگهانی ماگماست. بر اساس آنالیز نقطه‌ای، پلاژیوکلازها به‌طور متوسط دارای 6/63 آنورتیت، 9/33 آلبیت و 4/2 ارتوکلاز هستند (شکل 3- C). پلاژیوکلاز موجود در اطراف حاشیه بیگانه‌بلور کوارتز از نوع الیگوکلاز است و دارای 6/11 آنورتیت، 7/78 آلبیت و 7/9 ارتوکلاز است.

 

سانیدین

این کانی، به‌صورت میکرولیت‌های ریز در زمینه و نیز گاهی به صورت ادخال در درون کلینوپیروکسن دیده می‌شود. بر اساس آنالیز نقطه‌ای، سانیدین به‌طور متوسط دارای 8/2 آنورتیت، 8/35 آلبیت و 4/61 ارتوکلاز است (شکل 3- C).

 

ارتوپیروکسن (انستاتیت)

با اندازه ریز در زمینه دایک بازیک و نیز به‌صورت ادخال در برخی از کلینوپیروکسن‌ها مشاهده می‌شود. بر اساس آنالیز نقطه‌ای، Mg#ارتوپیروکسن به‌طور متوسط 61 است (شکل 1- ‍D).

 

فلوگوپیت

فنوکریست‌های شکل‌دار فلوگوپیت به میزان کم با اندازه ریزتر از کلینوپیروکسن‌ها به‌رنگ قهوه‌ای در زمینه دایک‌های بازیک یافت می‌شود. برخی از آن‌ها بر اثر دگرسانی به کلریت و مگنتیت تبدیل شده‌اند. بر اساس آنالیز نقطه‌ای، Mg#فلوگوپیت به‌طور متوسط 81 و میزان AlVI آن‌ها کمتر از 1 است (شکل 3-F).

 

اسپینل

ادخال‌های شکل‌دار، ریز و ایزوتروپ اسپینل به‌رنگ قهوه‌ای، نه تنها در داخل الیوین‌ها یافت می‌شود بلکه در زمینه دایک نیز قابل مشاهده هستند. بر اساس آنالیز، اسپینل‌ها از نوع اسپینل کروم‌دار بوده و به‌طور متوسط دارای Mg#، Fe3+# و Cr# به ترتیب 26/45، 10/7 و 26/31 هستند.

 

زئولیت (ناترولیت و مزولیت)

به‌صورت پرکننده حفرات و شعاعی، تنها در دایک‌های نوع بازیک دیده می‌شوند. علت تشکیل زئولیت‌ها، محلول‌های غنی از کلسیم و سدیم است که شرایط لازم برای تشکیل زئولیت را در محیط فراهم کرده است.

 

سرپانتین

به‌صورت رشته‌ای، به‌رنگ سبز و در اثر دگرسانی الیوین ایجاد شده است. این کانی به همراه اکسید آهن در بین شکستگی‌های الیوین دیده می‌شود.

 

کلریت (کروندوفیلیت)

کلریت سبز رنگ بوده و از دگرسانی سایر کانی‌ها تشکیل شده است. بر اساس آنالیز نقطه‌ای، Mg# کلریت 62 است (شکل 3- G).

 

بیگانه‌بلور کوارتز

این کوارتزها در هنگام صعود ماگما از سنگ دیواره جدا شده و درون ماگما قرار گرفته‌اند که در اطراف آن‌ها پیروکسن‌های دانه‌ریز اوژیت و پلاژیوکلازهای ریز الیگوکلاز مشاهده می‌شوند.

 

بیگانه‌سنگ‌های هورنفلس و پیروکسنیت

دایک‌های بازیک مورد بررسی در برخی موارد دارای بیگانه‌سنگ‌های هورنفلس و پیروکسنیت هستند. پیروکسنیت‌ها ریزدانه بوده و هورنفلس‌ها احتمالاً از دگرگونی مجاورتی بخشی از سنگ میزبان (شیست‌های پرکامبرین و یا مارن‌های کرتاسه) که در هنگام صعود ماگما درون آن قرار گرفته‌اند به‌وجود آمده‌اند.

پتروگرافی و شیمی‌کانی دایک‌های حدواسط

کانی‌های اصلی دایک‌های حدواسط شامل کلینوپیروکسن (دیوپسید)، پلاژیوکلاز (لابرادوریت)، بیوتیت، فلوگوپیت، آمفیبول (هاستینگزیت منیزیم‌دار) و مگنتیت بوده و کانی‌های ثانویه نیز شامل کلریت و کلسیت هستند. بافت‌های عمده این دایک‌ها میکرولیتیک پورفیری و هیالوپورفیری است. از نظر کانی‌شناسی این دایک‌ها دارای شباهت‌هایی به لامپروفیرها هستند.

 

کلینوپیروکسن (دیوپسید)

فنوکریست‌های شکل‌دار کلینوپیروکسن درشت و ریز در بین میکرولیت پلاژیوکلاز دیده می‌شود. بر اساس آنالیز نقطه‌ای کلینوپیروکسن‌ها به طور متوسط دارای83=Mg# هستند (شکل 3- A).

 

پلاژیوکلاز (لابرادوریت)

میکرولیت‌های پلاژیوکلاز دارای ماکل پلی‌سینتتیک هستند و همراه با بیوتیت، عمده‌ترین کانی دایک‌های حدواسط به‌شمار می‌روند. در برخی مقاطع، این کانی‌ها دچار دگرسانی شده‌اند. بر اساس آنالیز نقطه‌ای، پلاژیوکلاز به‌طور متوسط دارای 5/57 درصد آنورتیت، 40 درصد آلبیت و 4/2 درصد ارتوکلاز است (شکل 3- C).

فلدسپار پتاسیم

این کانی به‌صورت میکرولیت، با بافت جریانی تنها در محدوده زمینه سنگ دیده می‌شود. بر اساس آنالیز نقطه‌ای، سانیدین به‌طور متوسط دارای 1/4 درصد آنورتیت، 46 درصد آلبیت و 49 درصد ارتوکلاز است (شکل 3- C).

 

میکا (بیوتیت و فلوگوپیت)

فنوکریست‌های شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار میکا به‌رنگ قهوه‌ای، در این دایک‌ها به فراوانی دیده می‌شود. در برخی مقاطع، این کانی بر اثر دگرسانی به کلریت و کانی‌های اپاک تبدیل شده است و اکسیدهای آهن در امتداد رخ‌های آن متمرکز شده‌اند. محققین، وجود این پدیده را ناشی از افت سریع فشار و یا افزایش فوگاسیته اکسیژن در هنگام فوران بیان می‌کنند. بر اساس آنالیز، Mg# میکاها به طور متوسط 64 و میزان AlVI آن‌ها کمتر از 1 است (شکل 3- F).

 

آمفیبول (هاستینگزیت منیزیم‌دار)

فنوکریست‌های شکل‌دار آمفیبول به‌رنگ سبز در این دایک‌ها با اندازه درشت دیده می‌شود. آمفیبول‌ها از نوع کلسیک هستند. بر اساس آنالیز، آمفیبول‌ها به‌طور متوسط دارای 93 Mg#= هستند (شکل 3- H).

 

مگنتیت

این کانه به‌صورت اولیه و ادخال‌های شکل‌دار داخل کانی‌ها دیده می‌شود. همچنین، در حاشیه دگرسان میکاها یافت می‌شود. به‌طور کلی در اغلب مقاطع مورد بررسی پراکنده است.

 

کلسیت

به‌صورت پر کننده حفرات و شکاف‌ها دیده شد. بافت بادامکی را ایجاد نموده است و در نمونه دستی قابل تشخیص است. در محل کنتاکت دایک و سنگ دیواره نیز یافت می‌شود.

 

کلریت

کلریت به رنگ سبز و یک کانی ثانویه است که از دگرسانی سایر کانی‌ها از جمله الیوین حاصل شده است. این کانی به‌صورت پراکنده در بعضی مقاطع دیده می‌شود.

 

 

B

A

   

D

 

C

 

   

F

 

E

 

   

 

 

H

G

   

I

 

شکل 3- نمودارهای ترکیب کانی‌های موجود در دایک‌ها؛ (A و (Bکلینوپیروکسن‌های مطالعه شده در دایک‌های بازیک و حدواسط و حاشیه بیگانه‌بلور کوارتز را نشان می‌دهند (Morimoto et al., 1988)، (C ترکیب فلدسپات‌ها et al., 1992) Deer)، (D ترکیب ارتوپیروکسن موجود در دایک بازیک(Morimoto et al., 1988)، (E ترکیب الیوین‌های دایک بازیک (Deer et al., 1992)، (F ترکیب میکاهای موجود در دایک‌های بازیک و حدواسط et al., 1992) Deer)، (G نمودار رده‌بندی کلریت‌های دایک‌ها (Hey, 1954)، (H ترکیب آمفیبول‌های دایک حدواسط (Hawthorne, 1983) و (I طبقه‌بندی آمفیبول‌های دایک حدواسط (Leak et al., 1997).

 


بحث

کلینوپیروکسن‌ها در نمونه‌های دایک بازیک دارای Mg# از 64 تا 83 و در نمونه‌های دایک حدواسط دارای Mg# از 77 تا 83 هستند. میزان بیش از 70 درصد Mg# در اکثر کلینوپیروکسن‌ها نشان دهنده تبلور آن‌ها از یک ماگمای اولیه در دمای بالاست. همچنین، با وجود Mg# پایین‌تر از 70 درصد در بعضی نمونه‌ها می‌توان نتیجه گرفت که از یک ماگمای تفریق یافته حاصل شده‌اند.

پژوهشگران متعددی مانند Kushiro (1960)، Leake و همکاران (1997)، Nachite (1986) و Nisbet و Pearce (1977) بر وابستگی ترکیب کلینوپیروکسن‌ها به ترکیب شیمیایی گدازه میزبان آن‌ها اشاره نموده‌اند.

میزان آهن سه ظرفیتی پیروکسن‌ها تابعی از فوگاسیته اکسیژن محیط تشکیل دهنده آن‌هاست. بر اساس نمودار AlVI + 2Ti + Cr در برابر Na + AlIV (Schweitzer et al., 1979) میزان فوگاسیته اکسیژن در محیط تشکیل دایک‌های بازیک و حد واسط بالاست زیرا این نمونه‌ها در نمودار ترسیم شده (شکل 4) بالای خط Fe3+=0 قرار گرفته‌اند.

 

شکل 4- تعیین فوگاسیته اکسیژن در محیط تشکیل کلینوپیروکسن‌ها (Schweitzer et al., 1979). قرارگرفتن نمونه‌ها بالای خط Fe3+=0 نشان دهنده فوگاسیته اکسیژن بالا در محیط تشکیل کلینوپیروکسن‌های مورد بررسی است.

 

برای شناخت نوع ماگما و محیط تکتونیکی، استفاده از ترکیب شیمیایی سنگ کل همیشه از شیمی کلینوپیروکسن بهتر است اما زمانی که تجزیه سنگ کل در دسترس نباشد و یا سنگ دچار دگرسانی شده باشد، از فنوکریست‌های کلینوپیروکسن استفاده می‌شود.

از نمودار شکل 5- A (Le Bas, 1962) برای تعیین سری ماگمایی استفاده شد. با توجه به این شکل، بیشتر نمونه‌ها در محدوده ساب آلکالن واقع شده‌اند. در نمودار شکل 5- B (Leterrier et al., 1982)، کلینوپیروکسن‌ها بر مبنای تغییرات Ti در برابر Ca+Na، اکثراً در قلمرو بازالت‌های تولئیتی- کالک‌آلکالن واقع شده‌اند.

نتایج بررسی نمونه‌ها در نمودار F1-F2 (Nisbet and Pearce, 1977)، شکل 5- C، برای تعیین موقعیت تکتونیکی سنگ‌های منطقه در زمان تشکیل، گویای قلمرو قوس‌های ماگمایی است.

A

 

B

 

C

 

شکل 5- B و (A استفاده از کانی کلینوپیروکسن جهت تعیین سری ماگمایی دایک‌های کوه کم خاشک (Le Bas, 1962) و (Leterrier et al., 1982) که نمونه‌ها در قلمرو ساب آلکالن و نیز در قلمرو مشترک با آلکالن واقع شده‌اند و (C تعیین موقعیت تکتونوماگمایی دایک‌های منطقه (Nisbet and Pearce, 1977).

فشارسنجی

پژوهشگران معتقدند که قرارگیری Al در موقعیت‌های AlIV و AlVI کلینوپیروکسن‌ها، معیار مناسبی برای تخمین مقدار آب ماگما و میزان فشار حاکم بر محیط تشکیل سنگ‌های آذرین است (Helz, 1973). مدل ارائه شده در نمودار شکل 6- A، فشار کمتر از 5 کیلوبار و مقدار متغیر آب ماگما (کمتر از 10 درصد) را برای زمان تبلور پیروکسن‌های بازیک و حد واسط نشان می‌دهد. از این نمودار می‌توان نتیجه گرفت که کلینوپیروکسن‌ها از یک ماگمای مادر در فشارکمتر از 5 کیلوبار متبلور شده‌اند. نمودار شکل 6- B بر اساس نسبت AlVI و AlIV در کلینوپیروکسن‌هاست و نشان‌دهنده فشار متوسط و پایین در زمان تبلور کلینوپیروکسن‌های دایک‌های بازیک و فشار متوسط برای کلینوپیروکسن دایک‌های حد واسط است.

دماسنجی

از داده‌های آنالیز نقطه‌ای به‌منظور دماسنجی بیوتیت و تعیین دمای تشکیل آن استفاده شد. این دماسنجی توسط Henry و همکاران (2005) ارائه شده است. میزان تیتان موجود در بیوتیت متابازیت‌ها می‌تواند دمای تبلور آن‌ها را در فشار های 4 تا 6 کیلوبار مشخص کند. با توجه به آن که بیوتیت‌های مورد بررسی اولیه هستند و Patino Douce (1993) دماسنجی بیوتیت‌ها بر اساس مقدار تیتان موجود در ساختار آن‌ها را قابل استفاده برای سنگ‌های آذرین و متاپلیت‌ها دانست، از این رو از این روش برای دماسنجی استفاده شد. دمای تبلور بیوتیت‌های دایک‌های بازیک دارای محدوده 699 تا 808 درجه سانتیگراد و دمای تبلور در نمونه‌های دایک حدواسط از 732 تا 747 درجه سانتیگراد است (جدول 8).

 

 

B

A

   

شکل 6- (A نمودار توزیع AlIV در برابر AlVI کلینوپیروکسن‌ها (Helz, 1973) این نمودار بیانگر فشار کمتر از 5 کیلوبار و مقدار متغیر آب ماگما در زمان تبلور کلینوپیروکسن‌هاست، (B توزیع آلومینیوم AlIV و AlVI در کلینوپیروکسن‌ها (Aoki and Shiba, 1973) بیانگر فشار متوسط و پایین در زمان تبلور کلینوپیروکسن‌های دایک‌های بازیک و فشار متوسط برای کلینوپیروکسن دایک‌های حدواسط است.

 

جدول 8- نتایج دماسنجی بیوتیت‌ها با استفاده از روش ارائه شده توسط Henry و همکاران (2005)

sample

a

b

c

Ti

X (Mg)

T (°C)

Intermediate

-2.3594

4.6482E-09

-1.7283

0.417

0.64

747

Intermediate

-2.3594

4.6482E-09

-1.7283

0.348

0.67

732

Basic

-2.3594

4.6482E-09

-1.7283

0.192

0.81

705

Basic

-2.3594

4.6482E-09

-1.7283

0.203

0.82

718

Basic

-2.3594

4.6482E-09

-1.7283

0.223

0.75

699

Basic

-2.3594

4.6482E-09

-1.7283

0.394

0.84

808

Basic

-2.3594

4.6482E-09

-1.7283

0.187

0.83

711

Basic

-2.3594

4.6482E-09

-1.7283

0.189

0.83

713

Basic

-2.3594

4.6482E-09

-1.7283

0.186

0.83

710

 


 

 

T = ([Ln (Ti) - a - c (X Mg)3] / b)33 .

در این عبارت T، دما بر حسب سیلسیوس، Ti تعداد اتم در واحد فرمول بر اساس 22 اکسیژن و XMg برابرMg /(Mg + Fe) است. با بالارفتن دما به‌ویژه در دمای 800 درجه سانتیگراد، میزان Tiافزایش می‌یابد اما افزایش فشار باعث کاهش غلظت Ti می‌شود.

به منظور دماسنجی فلدسپارهای پتاسیم، نمودار شکل 7 (Seck, 1972) ارائه شده است. محاسبات Barth (1956) منحنی سولووس B را برای محدوده‌های امتزاج رسم نموده است. در آزمایشات دیگر، منحنی O برای فشار 2 کیلوبار (Orville, 1963) و منحنی S برای فشار 10 کیلوبار ترسیم شده است (Seck, 1972) (شکل 7). آلکالی فلدسپار دایک‌های بازیک، منحنی O را در دمای630 و530 درجه سانتیگراد و نمونه‌های دایک حدواسط منحنی O را در 675 درجه سانتیگراد قطع کرده‌اند (Seck, 1972).

 

شکل 7- نمودار دماسنجی آلکالی فلدسپارها (Seck, 1972) و موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه

 

ترکیب فلوگوپیتی میکاها در دایک بازیک نشان دهنده تبلور آن‌ها از یک ماگمای غنی از منیزیم است (Patino Douce, 1993). حضور فلوگوپیت در گدازه‌های بازیک، فشار بالاتری نسبت به حضور بیوتیت در گدازه‌های اسیدی را نشان می‌دهد. بنابراین، ماگمای سازنده در عمق قابل توجهی (فشار بیشتر) ایجاد شده است. میزان Ti در بیوتیت‌ها متناسب با دما، فشار و فوگاسیته اکسیژن ماگماست و تنها بیوتیت‌های با دمای بالا، حاوی مقادیر بالای Ti هستند.

ترکیب شیمیایی بیوتیت‌های ماگمایی بازتاب دهنده شرایط ماگمایی است (Nachite, 1986). از بیوتیت‌ها جهت تعیین ترکیب شیمیایی و محیط تشکیل ماگمای سازنده میکاها (شکل 8) استفاده شد. در نمودار شکل 8- A نمونه‌ها در گستره ترکیبی کالک‌آلکالن کوه‌زایی قرار می‌گیرند. بیوتیت‌های غنی از آلومینیوم، در دماهای پایین پایداری بیشتری دارند در صورتی که با افزایش دما، پایداری Mg و Ti بالا می‌رود (Patino Douce, 1993). طبق نمودار ارائه شده در شکل 8- B ترکیب بیوتیت‌ها در قلمرو ماگماهای کالک‌آلکالن واقع شده است. میزان انحلال‌پذیری Ti در بیوتیت، با افزایش دما زیاد و با افزایش فشار کم می‌شود (Tronnes et al., 1985). همچنین در بیوتیت‌های آهن و منیزیم‌دار، مقدار Ti با افزایش فوگاسیته اکسیژن افزایش می‌یابد (Abdel-Rahman, 1994). در شکل 8- C مقدار Ti در بیوتیت‌های مطالعه شده بالاست، بنابراین کاهش فشار، فوگاسیته اکسیژن و دمای بالا را نشان می‌دهد. بررسی‌ها نشان می‌دهد که روند غنی‌شدگی از Fe2+ یا Mg در میکاها تابعی از فوگاسیته اکسیژن در طول تبلور مذاب است. میکاهای متبلور شده در شرایط اکسیدان غنی از منیزیم هستند، در حالی‌که در شرایط احیا، غنی از Fe2+ هستند. با توجه به اینکه میکاهای منطقه غنی از منیزیم هستند، در نتیجه اکثر نمونه‌ها در شرایط اکسیدان تشکیل شده‌اند. نمودار ارائه شده در شکل 4 این موضوع را تأیید می‌کند.

با استفاده از ترکیب شیمیایی اسپینل‌های ماگمایی می‌توان محیط تشکیل ماگمای سازنده آن‌ها را تعیین نمود. شکل 9- A توسط Arai (1992) ارائه شده است که با استفاده از نسبت TiO2 در مقابل #Fe3+ اسپینل‌ها رسم شده است. اسپینل‌های مورد بررسی در محدوده‌های مرتبط با کمان آتشفشانی و MORB قرار می‌گیرند. در شکل 9- B (Kepezhinskas et al., 1993) اسپینل‌های مورد مطالعه در نزدیکی محدوده کمان‌های آتشفشانی قرار گرفته‌اند. بررسی‌های صحرایی و عدم وجود افیولیت در این منطقه نشان می‌دهد که این سنگ‌ها متعلق به کمان آتشفشانی هستند.

 

C

B

A

     

شکل 8- (A در این نمودار که توسط Abdel-Rahman (1994) پیشنهاد شده است، تمامی نمونه‌ها در گستره ترکیبی کالک‌آلکالن قرار می‌گیرند،(B این نمودار توسط Nachite (1986) پیشنهاد شده است و بیانگر ترکیب کالک‌آلکالن بیوتیت‌های مورد مطالعه است و (C نمودار نسبت Mg / (Mg + Fe) در مقابل TiO2

 

B

A

   

شکل 9- (A در این نمودار که توسط Arai (1992) پیشنهاد شده است، تمامی نمونه‌ها در محدوده‌های مرتبط با کمان آتشفشانی و MORB قرار می‌گیرند، (B این نمودار توسط Kepezhinskas و همکاران (1993) پیشنهاد شده که نمونه‌های این منطقه در نزدیکی محدوده کمان آتشفشانی قرار می‌گیرند.

 

 

وجود دایک‌های این منطقه را می‌توان نشأت گرفته از تکتونیک پویای ایران مرکزی در زمان ائوسن دانست. بررسی‌های صحرایی نشان می‌دهد که در زمان ائوسن، نخست، منطقه کم‌خاشک تحت تأثیر نیروهای کششی در جهت شمال‌شرق- جنوب‌غرب قرار گرفته است که حاصل آن ایجاد دایک‌های حد واسط است و سپس این منطقه تحت تأثیر نیروهای کششی در جهت شمال‌غرب- جنوب‌شرق قرار گرفته است که در نتیجه این نیروها، دایک‌های بازیک در جهت
 شمال‌شرق- جنوب‌غرب پدید آمده اند.

 

نتیجه‌گیری

در منطقه کم‌خاشک، دایک‌های حدواسط با امتداد NW-SE و دایک‌های بازیک با امتداد
 NE-SW، سنگ‌های کرتاسه را قطع کرده‌اند. دایک‌های حدواسط، دارای کانی‌های کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز، بیوتیت، فلوگوپیت، آمفیبول، سانیدین و مگنتیت و کانی‌های ثانویه کلریت و کلسیت هستند. دایک‌های بازیک دارای کانی‌های الیوین، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز، سانیدین، مگنتیت، ارتوپیروکسن، اسپینل و فلوگوپیت و کانی‌های ثانویه کلریت، سرپانتین، کلسیت و زئولیت هستند. در مجاورت دایک‌ها با سنگ میزبان، اندکی پختگی مشاهده می‌شود. رخداد دو نوع ماگماتیسم به‌صورت دایک، با دو جهت متفاوت در زمان ائوسن، بیانگر تغییر جهت رژیم کششی منطقه خور از شمال‌شرق- جنوب‌غرب به شمال‌غرب- جنوب‌شرق است. پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ها نشان می‌دهد سنگ‌های مورد بررسی به سری ماگمایی کالک‌آلکالن و محیط زمین‌ساختی قوس‌های ماگمایی تعلق دارند.

 

سپاسگزاری

نویسندگان مقاله از تحصیلات تکمیلی دانشگاه اصفهان سپاسگزاری می‌نمایند.

آقانباتی، ع. (1383) زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

Abdel-Rahman, A. M. (1994) Nature of biotites from alkaline, calc - alkaline and peraluminous magmas. Journal of Petrology 35: 525-541.

Aoki, K. and Shiba, I. (1973) Pyroxenes from lherzolite inclusions of Itinome-Gata, Japan. Lithos 6: 41-51.

Arai, S. (1992) Chemistry of chromian spinel in volcanic rocks as a potential guide to magma chemistry. Mineralogical Magazine 56: 173-184.

Barth, T. F. W. (1956) Studies in gneiss and granite. Norske Vidensk. Akad. Oslo, I. Mat.-Naturv Klasse I, 263-274.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals. Longman Scientific and Technical, London.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Hawthorne, F. C. (1983) The crystal chemistry of the amphiboles. Canadian Mineralogist 21: 173-480.

Helz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at PH20= 5 kb as a function of oxygen fugacity. Journal of Petrology 14: 249-302.

Henry, D. J., Guidotti, C. V. and Thomson, J. A. (2005) The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotite: implications for geothermometry and Ti-substitution mechanisms. American Mineralogist 90: 316-328.

Hey, M. H. (1954) A new review of the chlorites. Mineralogical Magazine 30: 277-292.

Kepezhinskas, P. K., Taylor, R. N. and Tanaka, H. (1993) Geochemistry of plutonic spinels from the North Kamchatka Arc-Comparisons with spinels from other tectonic settings. Mineralogical Magazine 57: 575-590.

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

Kushiro, I. (1960) Si-Al relation in clinopyroxenes from igneous rocks. American Journal of Science 258: 548-554.

Le Bas, N. J. (1962) The role of aluminium in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260: 267-288.

Leake, B. E., Wolley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of Amphiboles, report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association commission on new minerals and mineral names. Canadian Mineralogist 35(1): 219-246.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo - volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59: 139-54.

Morimoto, N., J., Fabrice, A., Ferguson, I. V., Ginzburg, M., Ross, F. A., Seifert, J., Zussman, K., Aoki, and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxene. Mineralogical Magazine52:535-555.

Nachite, H. (1986) Contribution à l'étude analytique et expérimentale des biotites des granitoïdes. Applications typologiques, Thèse de l'Université de Bretagne Occidentale, Brest.

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977) Clinopyroxene compositions in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63: 149-160.

Orville, P. M. (1963) Alkali ion exchange between vapor and feldspar phases. American Journal of Science 251: 201-237.

Patino Douce, A. E. (1993) Titanium substitution in biotite, an empirical model with applications to thermometry, O2 and H2O barometries and consequences from biotite stability. Chemical Geology 108: 133-162.

Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E. (1979) Statistical analysis of clinopyroxenes from deep - sea basalts. American Mineralogist 64: 501-513.

Seck, H. A. (1972) The influence of pressure on the alkali feldsparsolvus from peraluminous and persilicic materials. Fortschritteder Mineralogie 49: 31-49.

Technoexport (1984) Geology of Khur area (Central Iran) Report TE/NO. 20, Geological survey of Iran.

Tronnes, R. G., Edgar, A. D. and Armina, M. (1985) A high pressure - high temperature study of TiO2 solubility in Mg-rich phlogopite, Implications to phlogopite chemistry. Geochimica et Cosmochimica Acta 49: 2323-2329.