زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی دایک‌های بازیک منطقه بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه لرستان، لرستان، ایران

2 گروه زمین‎شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی‌سینا، همدان، ایران

چکیده

در‎ منطقه‎ بروجرد،‎ دایک‌های بازیک، با‎ روند‎ شمال‌خاوری- جنوبباختری، توده‌های گرانودیوریتی ژوراسیک میانی را قطع کرده‌اند. این دایک‌ها به رنگ‎ سبزتیره،‎ دانه‌ریز‎ تا‎ دانه‌متوسط هستند و بافت‎ افیتیک و ساب‎افیتیک‎ دارند. آمفیبول، پلاژیوکلاز و کانی‎های فرعی بیوتیت، آپاتیت، اسفن و ‌پرهنیت از کانی‎های اصلی سازنده این سنگ‌ها هستند. آمفیبول‏‌ها از نوع کلسیک و ترکیب آنها از منیزیوهورنبلند تا اکتینولیت‌هورنبلند بوده و دمای 600 تا 700 درجه سانتیگراد و فشار 5/3 تا 2/5 کیلوبار برای تبلور آنها به‌دست آمده است. ترکیب پلاژیوکلازها از آلبیت تا الیگوکلاز است. این دایک‌ها جوان‌ترین فعالیت ماگمایی در منطقه بوده و دچار دگرریختی نشده‌اند. در پی برخورد دو صفحه عربی و ایران‎مرکزی، فشار پدیدآمده در صفحه ایران‎مرکزی گسترش شکستگی‌های کششی در راستای حرکت این صفحه‌ها را در پی داشته است. ازاین‌رو، در این منطقه گسترش دایک‌های بازیک در راستای حرکت صفحه‌ها در راستای شمال‌خاوری- جنوبباختری و به‌سوی همگرایی آنها پدید آمده‌اند. برپایه‎ نمودارهای‎ شناسایی جایگاه زمین‌ساختی ماگماها،‎ ماگمای‎ سازنده دایک‌های بازیک، آلکالن و وابسته به پهنه درون‌صفحه‌ای بوده و از ذوب‌بخشی خاستگاه گوشتة غنی‌شده پدید آمده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and tectonic setting of basic dykes in the Boroujerd area (Sanandaj- Sirjan Zone)

نویسندگان [English]

  • Zahra Tahmasbi 1
  • Hadis Ghasemifard 1
  • Ahmad Ahmadi khalaji 1
  • Leili Izadikian 2
1 Department of Geology, Faculty of sciences, University of Lorestan, Lorestan, Iran
2 Department of Geology, Faculty of sciences, Bu Ali Sina University, Hamedan, Iran
چکیده [English]

Basic dykes, trending NE-SW and cross cutting the middle Jurassic granodioritic rocks
exposed in the Boroujerd area. They are dark green and fine to medium–grained rocks
and are characterized by ophitic to subophitic texture. These rocks are dominated by
major minerals including amphibole and plagioclase as well as minor biotite, apatite,
sphene and prehnite. Amphibole is calcic, with magnesia-hornblende to actinolitehornblende
composition. T = 600-700ºC and P = 3.5-5.2 kbar were calculated for
crystallization of these minerals. The composition of plagioclases ranges from albite to
oligoclase. The basic dykes studied are undeformed and the youngest magmatic activity
in the area.. The collision of Arabian and Central Iranian plates, gave rise to the pressure
in the Central Iranian plate, which expanded the extension fractures in the direction of
the plate movement. As a result, the dykes in discussion formed in direction of plate
movement. Thus, development of basic dykes in the Northeast-Southwest direction with
respect to the convergence zone is justified. The basic dykes, on the discrimination
tectonic diagrams, are classified as alkaline series and plotted on within plate
environment field, which originated from partial melting of an enriched mantle source.

گستره بررسی‌شدة بروجرد در خاور و شمال‌خاوری شهرستان بروجرد، میان طول‌های جغرافیایی '45 ˚48 تا '8 ˚49 خاوری و عرض‌های جغرافیایی '45 ˚33 تا ˚34 شمالی جای گرفته ‌است (شکل 1) و بخشی از پهنه سنندج- سیرجان به‌شمار می‌رود. مهم‌ترین رویداد زمین‎شناسی در این ناحیه، پیدایش کمپلکس گرانیتو‎ییدی بروجرد در زمان ژوراسیک میانی و توده گرانیتو‎ییدی گوشه در ائوسن پایانی است (Ahmadi Khalaji, 2006). این گرانیتوییدها درون فیلیت‌های همدان نفوذ کرده‎ و دگرگونی مجاورتی را در پی داشته‌اند (Tahmasbi and Ahmadi Khalaji, 2010). کمپلکس گرانیتو‎ییدی بروجرد شامل واحد گرانودیوریت، واحد کوارتزدیوریت و واحد مونزوگرانیت است. همچنین، رگه‌ها و استوک‌های گرانیت روشن ‌اسفن‌دار، دایک‌های اسیدی، رگه‌های کوارتز- تورمالین‌ و دایک‌های بازیک و حد واسط نیز در این کمپلکس دیده می‌شوند (Ahmadi Khalaji, 2006). دایک‌های اسیدی مجموعه گرانیتو‎ییدی بروجرد و هاله دگرگونی آن را قطع کرده‌اند. دایک‌های آپلیتی و پگماتیتی ‌درازای 30 تا 90 متر و ستبرای 3/0 تا 8/0 متر داشته و از دایک‌های اسیدی به‌شمار می‌روند. این دایک‌ها دارای دو روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری و شمال‌باختری- جنوب‌خاوری بوده و راستای شیب آنها بیشتر شمال‌باختری و جنوب‌خاوری است (Moameri, 2015). روندهای گوناگون دایک‌های اسیدی در منطقه را می‌توان برپایه تغییر زاویه شیب فرورانش نئوتتیس به زیر صفحه ایران و جهت‌گیری میدان تنش در پهنه‌های فرورانش گوناگون توجیه کرد (Moameri, 2015). همچنین، در منطقه بروجرد، دایک‌های بازیک سنگ‎های دیگر منطقه، به‌ویژه واحد گرانودیوریتی و دایک‌های اسیدی، را قطع می‌کنند به‌گونه‌ای‌که این دایک‌ها را جوان‌ترین فعالیت ماگمایی در منطقه می‌دانند (Berthier et al., 1974; Ahmadi Khalaji, 2006; Deevsalar et al., 2014). در این پژوهش، خاستگاه ماگمای سازنده این دایک‌ها و جایگاه زمین‌ساختی آنها برپایه داده‌های ساختاری، شیمی سنگ کل و شیمی کانی بررسی شده است.

 

 

 

شکل 1- نقشة ساده شدة زمین‎شناسی منطقة بروجرد در پهنه سنندج- سیرجان (پهنه سنندج – سیرجان) (Ahmadi Khalaji, 2006)


 

 

روش انجام پژوهش

در هنگام بررسی‎های صحرایی از دایک‌های بازیک منطقه بروجرد، از ساختارها و سنگ‎ها نمونه‌برداری شد. برای بررسی سنگ‎شناسی و سنگ‎نگاری 30 مقطع نازک ساخته و بررسی شد. سپس از میان آنها 11 نمونة‌ سنگی با کمترین دگرسانی برگزیده و برای انجام تجزیه شیمیایی به روش ICP-AES و ICP-MS آماده‌سازی و به آزمایشگاه S.G.S. کشور کانادا فرستاده شد. در مقاله Cotten و همکاران (1995)، روش انجام این آنالیزها گفته‌ شده است. انحراف استاندارد نسبی برای عنصرهای اصلی 2 ± درصد وزنی و برای عنصرهای کمیاب 5 ± درصد وزنی است. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند. همچنین، 6 مقطع نازک- صیقلی آماده و برای بررسی دقیق کانی‎ها و شناسایی ترکیب شیمیایی آنها، به‌روش تجزیه ریزکاوالکترونی، به آزمایشگاه مرکزی شرکت فرآوری مواد معدنی ایران فرستاده شدند. در این روش، کانی‎های آمفیبول و پلاژیوکلاز با دستگاه Cameca SX100 و با ولتاژ شتاب دهنده kv 15 و شدت جریان nA 20 تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. داده‌های کمی به‌دست‌آمده از نمونه‌برداری از ساختارها نیز با نرم‌افزار‌های رایانه‌ای بررسی و تحلیل شدند.

 

ویژگی‌های صحرایی و سنگنگاری

در پیرامون روستاهای کهریز، گیجالی بالا و گیجالی پایین، بیشتر دایک‌های بازیک در واحد گرانودیوریت رخنمون‌های کم و فرسایش یافته‌ای دارند (شکل 2). این دایک‌ها دارای روند کلی NE-SW با شیب بسیار (نزدیک به قائم) هستند (شکل 3- A) که عمود بر روند زاگرس است؛ اما دایک‌های اسیدی (آپلیتی و پگماتیتی) دارای دو روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری و شمال‌باختری- جنوب‌خاوری هستند (شکل 3- B). برپایه تصویرهای ماهواره ای، دایک‌های بازیک درازا و ستبرای بسیاری (درازایِ نزدیک به 200 تا 400 متر و ستبرایی نزدیک به 1 متر) دارند. همچنین، ﺗﺄثیر گسل‌های با جابجایی ظاهری راستگرد و راستای عمومی NW-SE (هم‌روند با گسل راستالغز زاگرس) بر آنها دیده می‌شود (شکل 4). شکستگی‌های هیدرولیکی در دایک‌های بازیک دیده نشد و درزه‌ها در این دایک‌ها از نوع درزه‌های عرضی (عمود بر روند دایک) و طولی (موازی روند دایک) هستند. همچنین، دایک‌های بازیک در منطقه هیچ‌گونه نشانه‌هایی از دگرشکلی ندارند (Moameri, 2015). ‎ها از دیدگاه ترکیبی، این سنگ هم‌ارز هورنبلندگابرو (دولریت) بوده و به رنگ سبز تیره، دانه‌ریز تا دانه‌متوسط و دارای بافت افیتیک تا ساب ‌افیتیک هستند (شکل 5). آمفیبول (30- 45 درصد حجمی) و پلاژیوکلاز (25- 55 درصد حجمی) از کانی‎های اصلی سازنده آنها و ‌بیوتیت (2- 6 درصد حجمی)، آپاتیت و اسفن (لوکوکسن) (0- 3 درصد حجمی) از کانی‎های فرعی آنها هستند. در این سنگ‎ها، الیوین و پیروکسن در مقاطع نازک یافت نشدند؛ اما برپایه نورم‌های به‌دست آمده (جدول 1)، این کانی‎ها به‎صورت نورماتیو در این سنگ‌ها هستند. سریسیت، کلسیت، ‌کلریت، اپیدوت، پرهنیت و کوارتز کانی‎های ثانوی این سنگ‎ها هستند. برپایه Philpotts (1991)، بافت‌های افیتیک و ساب‌افیتیک و آپاتیت‌های سوزنی‌شکل فراوان نشان‌دهنده انجماد پرشتاب این سنگ‎هاست. در این سنگ‎ها، بلورهای فراوان آمفیبول (45- 30 درصد حجمی) نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار و با چندرنگی سبز و سبز نزدیک‌به آبی دیده می‌شوند. این کانی در کناره‌ها با بیوتیت‌ جایگزین شده ‌است؛ اما خود کانی بیوتیت تا اندازه‌ای با کلریت جایگزین شده ‌است. همچنین، در راستای رخ‌های آن کانی پرهنیت ساخته شده ‌است.

 


جدول 1- داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) و کمیاب (برپایه ppm) به‌دست‌آمده از تجزیه سنگ‌کل دایک‌های بازیک منطقه بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) به روش‌های ICP-MS و ICP-AES، به‌همراه فراوانی کانی‌های نورماتیو به‌دست‌آمده برای هر نمونه.

Sample No.

GH-3

GH-4

GH-5

GH-6

GH-7

GH-8

GH-1

GH-2

GH-9

GH-10

GH-11

SiO2

45.40

45.80

45.50

45.30

46.40

45.60

45.30

46.00

48.70

46.90

47.50

TiO2

2.91

2.85

2.84

2.80

2.78

2.89

2.83

2.92

3.11

2.75

3.00

Al2O3

14.10

14.70

14.60

14.60

14.20

14.80

14.60

15.20

16.00

16.00

13.90

Fe2O3 t

12.80

13.50

13.60

13.40

12.10

13.30

13.40

13.80

14.60

12.15

12.65

MnO

0.20

0.20

0.23

0.22

0.19

0.20

0.22

0.22

0.24

0.19

0.18

MgO

5.29

5.38

5.60

5.39

4.88

5.22

5.37

5.26

5.50

4.23

5.39

CaO

9.00

8.83

8.72

8.54

10.60

8.71

8.82

8.82

9.39

12.20

8.99

Na2O

3.50

3.60

2.90

2.90

3.30

3.70

3.00

3.40

3.60

3.69

3.93

K2O

0.29

0.34

1.08

1.21

0.25

0.36

1.03

0.83

0.87

0.20

0.24

P2O5

0.43

0.49

0.45

0.43

0.43

0.44

0.45

0.48

0.53

0.47

0.58

Cr2O3

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

LOI

2.65

2.13

2.00

2.15

1.89

2.01

2.06

1.63

1.66

1.66

1.66

Sum

96.60

97.90

97.50

97.00

96.90

97.20

97.20

98.50

100.10

96.00

96.00

Co

43.3

54

52.3

52

33.6

53

53.2

51.5

51.2

51

51

V

378

385

387

391

396

389

392

400

394

389

402

Ni

33

26

28

27

18

25

28

24

24

37

53

Cs

0.7

0.9

2.5

1.1

0.2

1

1.3

1.6

1.6

0.3

0.3

Rb

9.1

11.3

29.9

33.3

8.3

11.2

27.8

20.4

20.8

5.3

5.8

Ba

30

40

170

280

30

40

180

170

180

35.8

31.2

Sr

330

420

420

420

440

420

400

420

440

768

389

Nb

27

28

27

27

28

29

28

29

29

24

27

Zr

195

199

184

186

192

194

196

199

205

166.5

191.5

Ta

1.6

1.6

1.6

1.6

1.6

1.7

1.6

1.7

1.6

1.6

1.8

Y

28.3

28.7

27.9

27.1

28.1

28.5

28.9

29

29.6

28.8

29.6

Th

2.5

2.5

2.3

2.2

2.5

2.4

2.3

2.4

2.4

2

2

Hf

4

4

4

4

4

4

4

4

4

4

5

U

0.68

0.7

0.62

0.62

0.71

0.74

0.62

0.74

0.67

0.8

0.7

La

23.5

24.1

23

22.5

24

23.6

24.2

26

24.5

22.6

24.5

Ce

49.4

49.8

47.2

46.5

49.3

49

49.7

52.1

50.7

49.2

53.5

Pr

6.09

6.27

5.99

5.7

6.14

6.17

6.29

6.53

6.24

5.9

6.5

Nd

25.4

25.4

24.2

23.7

25.1

25

25.7

26.3

25.5

24.3

26.1

Sm

5.7

5.8

5.8

5.6

5.9

5.4

5.8

6.1

6.3

5.6

6

Eu

2.1

2

2.01

2

2.01

2.01

2.08

2.08

2.05

1.7

1.2

Gd

6.31

6.6

5.94

5.64

5.95

6.14

6.23

6.34

6.19

6

6.2

Tb

1.02

0.9

0.89

0.95

0.93

0.91

0.89

0.99

0.95

0.9

1

Dy

5.68

5.58

5.8

5.42

5.53

5.67

5.62

5.67

5.94

5.4

5.8

Ho

1.08

1.14

1.09

1.03

1.06

1.13

1.11

1.15

1.08

1

1.1

Er

2.83

2.94

2.96

2.88

2.93

3.03

2.92

3.04

2.89

2.9

3.2

Tm

0.38

0.4

0.37

0.38

0.34

0.39

0.38

0.41

0.42

0.4

0.4

Yb

2.6

2.5

2.6

2.3

2.6

2.5

2.6

2.6

2.6

2.6

2.8

Lu

0.38

0.43

0.38

0.42

0.36

0.37

0.38

0.38

0.36

0.4

0.4

Th/Yb

0.96

1

0.88

0.96

0.96

0.96

0.88

0.92

0.92

0.77

0.71

Ta/Yb

0.62

0.64

0.62

0.7

0.62

0.68

0.62

0.65

0.62

0.62

0.64

Ba/La

0.88

1.14

5.08

8.55

0.86

1.16

5.11

4.49

5.05

1.09

0.87

Eu/Eu*

1.08

0.99

1.05

1.09

1.04

1.07

1.06

1.03

1.01

0.90

0.60

Q

0

0

0

0

0.87

0

0

0

0

0

0.32

Or

1.71

2.01

6.38

7.15

1.48

2.13

6.09

4.9

5.14

1.18

1.42

Ab

29.62

30.46

24.54

24.54

27.92

31.31

25.39

28.77

30.46

28.66

33.25

An

21.91

22.95

23.63

23.25

23.19

22.71

23.33

23.76

24.93

26.5

19.58

Di

16.08

14.32

13.64

13.24

21.43

14.28

14.18

13.7

14.8

25.07

17.07

Hy

9.93

8.32

10.84

10.23

6.97

6.43

8.26

6.26

6.77

0

10.34

Ol

0.92

3.85

2.85

2.93

0

4.6

3.17

5.53

5.62

2.71

0

Mt

6.39

6.31

6.29

6.23

6.21

6.37

6.28

6.41

6.68

6.61

6.52

Il

5.53

5.41

5.39

5.32

5.28

5.49

5.37

5.55

5.91

5.22

5.7

Ap

1

1.14

1

1

1

1.02

1.04

1.11

1.23

1.09

1.34

Ne

0

0

0

0

0

0

0

0

0

1.39

0

 

جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاوالکترونی (برپایه درصد وزنی) برای کانی آمفیبول در دایک‌های بازیک منطقه بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) (فرمول ساختاری آمفیبول‌ها برپایه 23 اکسیژن به‌دست آمده است)

Spot No.

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

22

23

SiO2

47.00

46.93

46.51

46.05

47.84

49.74

49.90

48.92

49.33

50.80

49.81

50.41

42.07

TiO2

0.16

0.35

0.15

0.25

0.18

0.16

0.18

0.20

1.03

0.77

1.55

1.15

0.59

Al2O3

8.32

9.85

8.83

9.78

7.95

3.71

3.67

3.60

5.21

4.20

3.92

3.46

13.45

FeO

16.07

16.16

16.59

16.04

15.81

16.74

16.90

16.86

15.06

14.10

13.74

13.77

18.24

MnO

0.26

0.27

0.28

0.26

0.29

0.01

0.28

0.39

0.26

0.33

0.30

0.31

0.32

MgO

10.87

10.74

10.67

9.87

11.48

13.19

12.90

12.79

13.58

14.50

14.10

14.46

9.68

CaO

11.78

11.83

12.04

11.73

11.79

11.80

11.80

11.61

12.17

12.10

12.62

12.22

10.83

Na2O

1.16

1.51

1.12

1.37

0.73

0.37

0.28

0.41

0.67

0.51

0.45

0.00

1.61

K2O

0.51

0.39

0.47

0.44

0.33

0.14

0.15

0.14

0.15

0.08

0.09

0.10

0.57

Total

96.13

98.03

96.66

95.79

96.40

95.86

96.00

94.92

97.46

97.40

96.58

95.88

97.36

Si

7.04

6.89

6.95

6.95

7.07

7.36

7.38

7.33

7.18

7.34

7.33

7.39

6.19

AlIV

0.96

1.11

1.05

1.05

0.93

0.64

0.62

0.64

0.82

0.66

0.67

0.60

1.81

AlVI

0.51

0.59

0.50

0.69

0.46

0.00

0.02

0.00

0.07

0.05

0.01

0.00

0.53

Ti

0.02

0.04

0.02

0.03

0.02

0.02

0.02

0.02

0.11

0.08

0.17

0.13

0.07

Fe3+

0.20

0.22

0.25

0.02

0.42

0.73

0.73

0.80

0.51

0.53

0.20

0.51

1.17

Fe2+

1.81

1.77

1.82

2.01

1.53

1.34

1.36

1.31

1.33

1.17

1.49

1.17

1.08

Mn

0.03

0.03

0.04

0.03

0.04

0.00

0.04

0.05

0.03

0.04

0.04

0.04

0.04

Mg

2.43

2.35

2.38

2.22

2.53

2.91

2.84

2.86

2.95

3.13

3.09

3.16

2.12

Ca

1.89

1.86

1.93

1.90

1.87

1.87

1.87

1.86

1.90

1.88

1.99

1.92

1.71

Na

0.34

0.43

0.32

0.40

0.21

0.11

0.08

0.12

0.19

0.14

0.13

0.00

0.46

K

0.10

0.07

0.09

0.08

0.06

0.03

0.03

0.03

0.03

0.01

0.02

0.02

0.11

Sum

15.33

15.36

15.35

15.38

15.14

15.01

14.99

15.02

15.12

15.03

15.14

14.94

15.29

 

جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاوالکترونی (برپایه درصد وزنی) برای کانی‎ پلاژیوکلاز در دایک‌های بازیک منطقه بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) (فرمول ساختاری پلاژیوکلازها برپایه 8 اکسیژن به‌دست آمده است)

Spot No.

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

22

23

24

SiO2

63.92

64.04

63.80

63.68

62.94

65.73

64.38

63.58

64.94

65.91

63.86

64.21

64.33

63.90

TiO2

0.00

0.03

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

Al2O3

20.39

20.57

20.65

20.86

20.72

20.84

21.09

21.58

21.58

19.77

21.67

20.46

20.78

20.98

FeO

0.45

0.15

0.06

0.10

0.37

0.08

0.03

0.08

0.00

0.76

0.64

0.10

0.18

0.09

MnO

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.11

0.00

0.00

0.00

MgO

0.04

0.00

0.00

0.00

0.13

0.05

0.00

0.01

0.02

0.22

0.00

0.02

0.01

0.01

CaO

1.59

1.34

1.69

1.67

1.70

0.46

1.95

2.98

2.60

0.52

0.87

1.58

1.47

1.64

Na2O

11.60

12.71

11.91

11.97

12.83

10.73

11.05

10.16

10.69

11.43

10.90

11.96

12.50

12.15

K2O

0.16

0.06

0.06

0.08

0.07

0.88

0.05

0.03

0.05

0.31

0.06

0.07

0.13

0.14

Total

98.16

98.90

98.19

98.37

98.78

98.78

98.55

98.42

99.88

98.92

98.13

98.40

99.40

98.91

Si

2.88

2.87

2.87

2.87

2.84

2.92

2.88

2.85

2.87

2.94

2.87

2.89

2.87

2.86

Al

1.08

1.09

1.10

1.11

1.10

1.09

1.11

1.14

1.12

1.04

1.15

1.08

1.09

1.11

Ca

0.08

0.06

0.08

0.08

0.08

0.02

0.09

0.14

0.12

0.03

0.04

0.08

0.07

0.08

Na

1.01

1.11

1.04

1.04

1.12

0.93

0.96

0.88

0.92

0.99

0.95

1.04

1.08

1.06

K

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.05

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.01

0.01

Sum

5.06

5.13

5.09

5.11

5.14

5.01

5.04

5.01

5.03

5.02

5.01

5.09

5.12

5.12

Xab=Ab/Ab+An

0.92

0.94

0.92

0.92

0.93

0.93

0.91

0.86

0.88

0.96

0.95

0.93

0.93

0.92

XAn=An/Ab+An

0.07

0.05

0.07

0.07

0.07

0.02

0.09

0.14

0.12

0.02

0.04

0.07

0.06

0.07

Xor=Or/Or+Ab

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.05

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.01

0.01

 


 

 

 

 

 

شکل 2- نمای صحرایی دایک‌های بازیک در واحد گرانودیوریتی بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان). A و B) نزدیکی روستای گیجالی (دید به‌سوی جنوب‌باختری)؛ C) نزدیکی روستای کهریز (دید به‌سوی شمال‌خاوری)

 

 

شکل 3- نمودارهای گل‌سرخ برای دایک‌های بازیک بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان): A) روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری؛ B) روندهای شمال‌خاوری- جنوب‌باختری و شمال‌باختری- جنوب‌خاوری

 

 

شکل 4- تصویر ماهواره‌ای دایک‌های بازیک بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) و شکل نمادین گسل‌های راستالغز راست‌بری که آنها را جابجا کرده‌اند.

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی XPL از دایک‌های بازیک بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) بافت افیتیک تا ساب‌افیتیک و کانی‎های اصلی سازنده آنها (Amp: آمفیبول؛ Plg: پلاژیوکلاز) را نشان می‌دهند.

 

 

پلاژیوکلاز به‎صورت بلورهای کشیده و تیغه‌ای دیده می‌شود و دارای میانبارهای فراوانِ آپاتیت، آمفیبول و بیوتیت است. این کانی به سریسیت، اپیدوت و کلسیت تجزیه شده ‌است و کوارتز به‎صورت ثانوی در لابه‌لای آن دیده می‌شود. اسفن که به مقدار فراوان بر روی آمفیبول‌ها دیده می‌شود، با لوکوکسن جایگزین شده ‌است (شکل 5). برپایه Wyllie و همکاران (1962) آپاتیت‌های سوزنی‌شکل و میانبارهای آپاتیت فراوانی در پلاژیوکلازها دیده می‌شوند. شکل سوزنی‌ این کانی، تبلور پرشتاب آن را نشان می‌دهد.

 

شیمی‏‌کانی

آمفیبول:13 نقطه آمفیبول به روش ریزکاوالکترونی تجزیه شدند. فرمول ساختاری آنها برپایه فرمول استاندارد AB2C5IVT8O22(OH)2 (Leake et al., 1997)، 23 اتم اکسیژن و 15 کاتیون در جایگاه چهاروجهی و هشت‏‌وجهی در جدول 2 آورده شده‎اند.برپایه جمع کاتیون‏‌های Na+K+Ca در برابر Si (Sial et al., 1998)، این نمونه‎ها از آمفیبول‏‌های پدیدآمده هنگام تبلور ماگما بوده و از آمفیبول‏‌های پدیدآمده هنگام فرآیند دگرگونی نیستند (شکل 6- A). برپایه رده‏‌بندی Leake و همکاران (1997)، این آمفیبول‏‌ها از گروه آمفیبول‏‌های کلسیک هستند (شکل 6- B) و در زیرگروه اکتینولیت‏‌هورنبلند تا منیزیوهورنبلند جای دارند (شکل 6- C).

 

 

 

شکل 6- آمفیبول‏‌‌هایِ دایک‌های بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) در: (A نمودار شناسایی آمفیبول‏‌های پدیدآمده از فرآیندهای آذرین و دگرگونی به‏‌روش Sial و همکاران (1998)؛ B و C) نمودار رده‏‌بندی آمفیبول‌های برپایه ترکیب شیمیایی آنها (Leake et al., 1997)


 


زمین‌دمافشارسنجی

آمفیبول از فراوان‏‌ترین کانی‎های تیره در دایک‌های بازیک بروجرد است. فراوانی آن گویای آنست که ماگما در هنگام تبلور از آب سرشار ‌بوده است. جدای از ترکیب بازیک، حد واسط یا اسیدی‌ آمفیبول، آمفیبول بهترین کانی برای دما و فشارسنجی سنگ‎های آذرین آهکی-قلیایی است. این کانی در گستره‏‌ای از دمای 400 تا 1150 درجه‏‌ سانتیگراد و فشار 1 تا 23 کیلوبار پایدار است (Leake et al., 1997; Stein and Dietl, 2001). بررسی‏‌های تجربی نشان می‏‌دهند که ترکیب آمفیبول افزون‏‌بر فشار، به دما، فوگاسیته اکسیژن، ترکیب کل و فازهای همزیست بستگی دارد (Hammarstrom and Zen, 1989)؛ به‌گونه‌ای‏‌که با افزایش دما و فشار آمفیبول‏‌های کلسیک به افزایش نسبت Mg/(Mg+Fe) و مقدارهای K، Al، Na و Ti و کاهش Si و Fe+Mg+Mn+Ca دچار می‌شوند (Féménias et al., 2006). برای اندازه‌گیری شرایط فشار تبلور، بسیاری از پژوهشگران فشارسنج مقدار Al در آمفیبول را پیشنهاد کرده‌اند (Schmidt, 1992; Blundy and Holland, 1990)؛ زیرا مقدار آلومینیم در آمفیبول از فراوانی آلومینیم در ماگمای مادر پیروی نکرده و پیروی فشار هنگام تبلور است. برپایه Helmy و همکاران (2004)، ازآنجایی‌که بلورهای آمفیبول در این دایک‏‌ها همراه با پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و بیوتیت است؛ کاربرد زمین‌فشارسنج مقدار Al در آمفیبول (هورنبلند) امکان‌پذیر بوده و کاربرد آن اطمینان بالایی دارد. برپایه این پارامترها، به‏‌ویژه میزان Al کل آمفیبول، پژوهشگران فرمول‏‌های بسیاری تا اکنون برای به‌دست‌آوردن فشار جایگیری سنگ‎های آذرین پیشنهاد کرده‎اند. از میان آنها، فرمول پیشنهادی Schmidt (1992) پذیرفتنی‌تر است. روش‏‌های فشارسنجی برای آمفیبول، بر اندازه‏‌گیری مقدار Al در این کانی استوار است. هرچه مقدار Al در آمفیبول بیشتر باشد مقدار ژرفای به‌دست‌آمده بیشتر خواهد بود (Schmidt, 1992). ازآنجایی‌که مقدار Al در آمفیبول‏‌ها با شرایط محیط و مجموعه‏‌ای از عوامل یادشده تغییر می‌کند، فشار به‌دست‌آمده دارای خطا می‌شود. هورنبلند در دماهای نزدیک به مرز انجماد، افزون‏‌بر کانی‎های یاد‌شده‌، با گدازه و فاز سیال به تعادل می‏‌رسد. در پی انجماد و سردشدن ماگما، تعادل هورنبلند با کانی‎های یاد شده کاهش می‏‌یابد تا آنکه در پایان، ماگما کاملاً متبلور می‌شود. ازاین‌رو، ترکیب هورنبلند، بازتابی از فشار (ژرفای تبلور) انجماد ماگما است(Schmidt, 1992; Pal et al., 2001; Stein and Dietl, 2001). با به‌کارگیری نمودار مقادیر AlT در برابر Fe*/Fe*+Mg (شکل 7- A)، گستره‏‌ی فشاری نزدیک به 5/3 تا 2/5 کیلوبار برای تبلور آمفیبول‏‌های ماگماییِ این دایک‌ها برآورد می‌شود. شکل 7- B نیز نشان می دهد که همخوانی خوبی میان Al کل و AlIV در این آمفیبول‏‌های هست.

Anderson (1983) نشان داد که با افزایش دما، مقدار تیتانیم در هورنبلند افزایش می‏‌یابد. همچنین، Helz (1993) با به‌کارگیری تغییرات مقدار آلومینیم در برابر تیتانیم در واحد فرمولی آمفیبول‏‌ها، دمای پیدایش این کانی‎ها را ارزیابی کرد.. در این پژوهش با به‌کارگیری تغییرات Ti در برابر AlIV، دمایی نزدیک به 700 تا 750 درجه‏‌ سانتیگراد برای تبلور هورنبلندها در دایک‏‌های بروجرد به‏‌دست آمده است (شکل 7- C).

افزون‏‌بر روش گفته‌شده، برای اندازه‌گیری دمای تقریبی این واحدهای سنگی از نمودار مقدار فشار (کیلوبار) در برابر AlT (شکل 7- D)بهره گرفته شد (Johnson and Rutherford, 1989; Schmidt, 1992). گستره دمایی به‌دست‌آمده برای منیزیوهورنبلندها نزدیک به 600 تا 700 درجه سانتیگراد است.

 

 

شکل 7- ترکیب آمفیبول‏‌های دایک‏‌های بازیک منطقه بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) در: A) نمودار Al کل در برابر XFe* (Schmidt, 1992)؛ B) همخوانی Al کل در برابر AlIV؛ C) نمودار Helz (1993) و نمایش دمای تقریبی پیدایش آمفیبول‌ها بر روی آن؛ D) نمودار فشار (برپایه کیلوبار) در برابر Altotal (Johnson and Rutherford, 1989; Schmidt, 1992)؛ E) نمودار AlIV در برابر Fet/Fet+Mg که نشان می‏‌دهد منیزیوهورنبلندها در فوگاسیته بالای اکسیژن پدید آمده‌اند (Anderson and Smith, 1995)

 

 

فوگاسیته‏‌ اکسیژن: فوگاسیته‏‌ اکسیژن از فاکتورهای اثرگذار بر مجموعه کانی‎های سنگ است. از روش‏‌های ارزیابی فوگاسیته‏‌ اکسیژن در سنگ‎های نفوذی، بررسی ترکیب آمفیبول‏‌هایی است که از دیدگاه شیمیایی دارای 75/0< AlIV و 3/0<FeT/FeT+Mg هستند (Anderson and Smith, 1995). از میان آمفیبول‏‌های تجزیه‌‌شده منطقه بروجرد، برخی منیزیوهورنبلندها و تنها یک نمونه چرماکیت‏‌هورنبلند دارای این شرایط هستند.در نمودار AlIV در برابر Fet/Fet+Mg، منیزیوهورنبلند در گستره فوگاسیته‏‌ بالای اکسیژن جای گرفته‌اند (شکل 7- E). برپایه Anderson (1983) و Anderson و Smith (1995)، این نکته نشان می‏‌دهد که دایک‌های بروجرد در مرز صفحه‏‌های همگرا پدید آمده‌اند. تغییر ترکیب آمفیبول ها، پیامد تغییر فوگاسیته اکسیژن و فعالیت سیلیس ماگمایی است. در حقیقت، هرچه فوگاسیته اکسیژن کمتر باشد، Fe2+ بیشتری در شبکه‏‌ی هورنبلند جایگزین می‌شود. در پی بالابودن نسبت Fe3+/Fe2+، Al بیشتر جانشین Mg می‌شود (Stein and Dietl, 2001).

پلاژیوکلاز: در جدول 3 نتایج آنالیز نقطه‏‌ای برخی پلاژیوکلازهای دایک‏‌های بازیک بروجرد آورده شده ‏‌است. در نمودار سه‌تایی رده‏‌بندی آلبیت- ارتوکلاز- آنورتیت، ترکیب پلاژیوکلازها در این سنگ‎ها در گستره آلبیت- الیگوکلاز جای گرفته است (شکل 8- A). همان‌گونه‌که شکل 8- B نشان می‏‌دهد و برپایه نمودار سه‏‌تایی آلبیت- آنورتیت- ارتوکلاز، دمای تبلور فلدسپار دایک‏‌های بروجرد از مذاب کمتر از 550 درجه‏‌ی سانتیگراد ارزیابی می‌شود.

 

 

 

شکل 8- فلدسپارها در دایک‏‌های منطقه‏‌ی بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) در: A) نمودار رده‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1991)؛ B) نمودار سه‌تایی آلبیت- ارتوکلاز- آنورتیت (Ab-Or-An) برای ارزیابی دمای تعادلی فلدسپارها برپایه درجه سانتیگراد و در گسترة فشار یک کیلوبار (Anderson, 1996)

 

 

زمینشیمی سنگ‏‌کل و شناسایی خاستگاه زمین‌ساختی ماگما

برای شناخت دقیق ویژگی‏‌های زمین‎شیمیایی دایک‌های بروجرد، پس از بررسی‏‌های میکروسکوپی و با به‌کارگیری عنصرهای ‏‌اصلی، کمیاب و خاکی‌نادر به تفسیر نوع ماگما و شرایط پیدایش این دایک‌ها پرداخته می‏‌شود. برای رده‌بندی و نام‏‌گذاری دایک‌های بازیک بروجرد، نمودار مجموع‌آلکالی‌ها در برابر سیلیس یا نمودار TAS (Silica-Total Alkali) به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‎ها در گستره گابرو و در سری آلکالن جای گرفته‌اند (شکل 9- A). نمودار Zr/P2O5 در برابر TiO2 برای شناسایی سری‌های ماگمای آلکالن از توله‌ایتی برپایه عنصرهای کمابیش نامتحرک به‌کار برده می‌شد. در این نمودار، سنگ‎های بررسی‌شده در میدان سری آلکالن جای گرفته‌اند (شکل 9- B).

 

 

 

شکل 9- ترکیب شیمیایی دایک‏‌های منطقه‏‌ی بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) در: A) نمودار مجموع آلکالی‌ها در برابر سیلیس یا TAS (Cox et al., 1979) (منحنی ممتد سیاه، سنگ‎های آلکالن را از ساب‌آلکالن جدا می‌کند؛ B) نمودار Zr/P2O5 در برابر TiO2 (Floyd and Winchester, 1975)

 

 

در نمودار عنصرهای ناسازگار بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‎های بررسی‌شده، عنصرهای LILE به‌سوی HFSE شیب منفی دارند و در عنصرهای Ta، Nb و Ti بی‏‌هنجاری مثبت و در عنصرهای Ba، Rb، K و Sm بی‏‌هنجاری منفی دیده می‌شود (شکل 10- A). این الگو در عنصرهای ناسازگار (شیب منفی از سوی عنصرهای خاکی نادر سبک به سنگین و بدون آنومالی منفی Nb) برای ماگمای ساخته‌شده در پهنه درون‌صفحه‌ای پیشنهاد شده است (Rollinson, 1993).

نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) نشان می‏‌دهد که نمونه‎های بررسی‌شده از عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی نادر ‏‌سنگین (HREE) غنی‏‌شده‏‌تر هستند. همچنین، مگر نمونه GH-11، نمونه‌های دیگر آنومالی Eu نشان نمی‌دهند (Eu/Eu* = 9/0 – 09/1؛ جدول 1؛ شکل 10- B). این الگو ماگمای درون‌صفحه‏‌ای را برای دایک‏‌های بررسی‌شده پیشنهاد می‏‌کند (Rollinson, 1993). شیب منفی عنصرهای خاکی نادر سبک به‌سوی سنگین می‏‌تواند نشان‌دهنده غنی‏‌شدگی از عنصرهای‏‌ خاکی نادر در خاستگاه گوشته‌ای یا درجه ذوب‌بخشی کم و آلایش ماگما با سنگ‎های پوسته‌ای باشد (Alici et al., 1998). همچنین، برای مقایسه، در شکل‌های 10- A و 10- B، ترکیب میانگین مذاب‌های OIB، EMORB و NMORB آورده شده است. این شکل‌ها، نشان می‌دهند که مذاب دایک‌های بازیک بروجرد سرشتی همانند مذاب‌های OIB دارد. در نمودارهای گوناگون شناسایی جایگاه زمین‌ساختی، مانند نمودارهای Wang و همکاران (2001) (شکل 11- A) و Agrawal و همکاران (2008)، همه نمونه‎ها در گستره ریفت‏‌های درون صفحه قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل 11- B).

 

 

شکل 10- ترکیب شیمیایی دایک‏‌های منطقه‏‌ی بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) در: A) نمودار الگوی توزیع عنصرهای کمیاب در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی توزیع عنصرهای خاکی نادر در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989). ترکیب میانگین مذاب‌های OIB، EMORB و NMORB برای مقایسه آورده شده است.

 

 

شکل 11- جایگاه نمونه‌های دایک‏‌های منطقه‏‌ی بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) در: A) نمودار Th/Hf در برابر Ta/Hf (Wang et al., 2001) (I: بازالت‌های ریفت‌های اقیانوسی؛ II: کناره صفحه‌های همگرا؛ II1: بازالت‌های جزایر کمانی اقیانوسی؛ II2: جزایر کمانی حاشیه قاره + بازالت‌های آتشفشانی حاشیه قاره؛ III: بازالت‏‌های درون صفحه‌های اقیانوسی (جزایر اقیانوسی + سی‏‌مونت‏‌ها + E-MORB + T-MORB)؛ IV: بازالت‌های درون صفحه‌های قاره‌ای؛ IV1: ریفت‏‌های درون قاره‌ای + توله‌ایت‌های ریفت‌های حاشیه قاره؛ IV2: آلکالی‌بازالت‏‌های ریفت‏‌های درون قاره؛ IV3: پهنه‎های کششی درون قاره و بازالت‏‌های ریفت‏‌های آغازین؛ V: بازالت‏‌های تنوره‏‌های گوشته‌ای؛ B) نمودار Df1 در برابر Df2 (Agrawal et al., 2008) برپایه داده‏‌های عنصرهای‏‌ کمیاب:

Df1=-0.5558Log(La/Th)-1.4260Log(Sm/Th) +2.2935Log(Yb/Th)-0.6890 Log(Nb/Th)+4.1422

Df2=-0.9207Log(La/Th)+3.6520Log(Sm/Th)-1.9866Log(Yb/Th)+1.0574Log(Nb/Th)-4.4283


 

 

سازوکار پیدایش دایک‌های بازیک

چگالی و ویسکوزیته ماگما، فشار در ماگما و بزرگی و جهت‌یابی استرس در سنگ‌کره از پارامترهای کنترل نفوذ دایک‌ها هستند (McHone et al., 2005). درباره میدان تنش و روند دایک‏‌ها، 3σ عمود بر روند دایک‏‌ها و 1σ در راستای روند دایک‏‌ها بوده و صفحه در‏‌برگیرنده 1σ و 2σ همان صفحه دایک است (شکل 12). پس دایک‏‌ها می‏‌توانند نشان‌دهنده‌های خوبی برای بررسی تنش‌های دیرین باشند. برای نمونه، جهت‏‌یابی کمابیش قائم برخی دایک‏‌ها نشان‌دهنده محور افقی و موازی سطح زمین است. این گونه جایگاه‏‌ها در بخش‌هایی از پوسته که دچار کشش زمین‌ساختی هستند معمول است. جهت‌یابی دایک‌ها معمولاً میدان تنش ناحیه‌ای در پوسته را نشان می دهد. به‌ویژه، میدان تنش در راستای مسیر نفوذ دایک باید هم‌سو با گسترش شکستگی ماگمایی باشد. از آنجایی‌که بیشتردایک‌ها در پی نفوذ ماگما درون شکستگی‌های کششی پدید می‌آیند، میدان تنش باید پیدایش شکستگی کششی در راستای دایک را تقویت کند. از‌این‌رو، همه تنش‌های محلی در همه لایه‌هایی که دایک در هنگام رسیدن به سطح از آنها می‌گذرد باید یکسان باشند. به عبارت دیگر، میدان تنش باید در راستای مسیر دایک همگن و یکنواخت باشد (Gudmundsson, 2006). در منطقه بروجرد، در پی فرورانش دریای نئوتتیس به زیر صفحه ایران و سرانجام برخورد صفحه ایران و عربستان، نیروی فشارشی در راستای NE-SW پدید آمده است. فرورانش دریای نئوتتیس در کرتاسه پیشین تا پسین ادامه یافته و حرکت صفحه عربی به‌سوی NE بوده است(Berberian and King, 1981). پس در مقطعی از زمان فرورانش، 3σ عمود بر راستای جابجایی صفحه، یعنی NW-SE، بوده است و ازاین‌رو، گسترش شکستگی‌های کششی موازی با راستای جابجایی حرکت صفحه عربی را در پی داشته است. این شکستگی‌های کششی در راستای دایک‌های بازیک منطقه بروجرد بوده‌اند.

 

 

 

شکل 12- تصویر نمادین از شکستگی‌های بازشونده در توده سنگ. در تنش ثابت و یکنواخت، 1σ، 2σ و 3σ نماد محورها هستند. اگر فشار سیال P1 بیشتر از تنش نرمال زمین‌ساختی nσ باشد، یک شکستگی بازشونده پدید می‌آید. تنش‌های برشی (τ) و نرمال (nσ) به جهت‌یابی شکستگی نمایش‌داده‌شده با بردار نرمال واحد v بستگی دارند (Sato et al., 2013)


 


خاستگاه دایک‌های بازیک

از نمودارهای تغییرات عنصرهای اصلی و فرعی و الگوهای پراکندگی عنصرهای خاکی نادر و چندعنصری چنین برداشت می‌شود که ماگمای مادر دایک‌های بازیک سرشت گوشته‌ای داشته باشد.

به باور Coban (2007)، گارنت نقش مهمی در روند توزیع عنصرهای ‏‌خاکی نادر دارد و از نمودار Ce/Sm در برابر Sm/Yb می‌توان برای بررسی بود یا نبود گارنت در خاستگاه گوشته‌ای بهره برد. جایگاه نمونه‎ها در این نمودار (شکل 13- A) در مرز میان بود و نبود گارنت در خاستگاه است؛ اما مقدار بالای Sm در برابر Yb (Sm>Yb) نشان می‌دهد که سنگ در خاستگاه دارای گارنت بوده است و ازاین‌رو، Yb در برابر Sm تهی‌تر شده است.

 

 

 

شکل 13- جایگاه نمونه‌های دایک‏‌های منطقه‏‌ی بروجرد (پهنه سنندج- سیرجان) در: A) نمودار Ce/Sm در برابر Sm/Yb (Coban, 2007)؛ B) نمودار K2O/Na2O در برابر Rb/Zr (Pearce, 1983)؛ C) نمودار Nb در برابر Zr (Cox, 1980)؛ D) نمودار تغییرات bCe/Y در برابر Ce (Ellam and Cox, 1991)

 

 

برای بررسی فرآیند جدایش بلوری همراه با هضم (AFC یا Assimilation Fractionation Crystallization) و جدایش بلوری (FC یا Fractionation Crystallization)، از نمودار K2O/Na2O در برابر Rb/Zr ( Pearce, 1983) بهره گرفته شد. برپایه این نمودار همه نمونه‎های بررسی‌شده از روند AFC پیروی می‏‌کنند (شکل 13- B). برای ارزشیابی نقش فرآیند جدایش بلوری برای نمونههای بررسی‌شده، نمودارNb در‏ برابر Zr (Cox, 1980) ‌به‌کار برده شد (شکل 13- C). در‏‌این نمودار، روندها نشان می‌دهند که جدایش آمفیبول و کلینوپیروکسن عامل کنترل‏‌کننده برخی تغییرات در نمونه‎های بازیک بروجرد بوده است (شکل 13- C). از نمودار تغییرات Ce/Yb در برابر Ce (Ellam and Cox, 1991) برای شناسایی ژرفای رخداد ذوب‏‌بخشی در خاستگاه بهره‌ گرفته شد. به‏‌باور‏‌ این پژوهشگران، نسبت‏‌های REE (مانند: Ce/Yb) می‏‌توانند شاخص خوبی برای نشان‌دادن ژرفای رخداد ذوب‏‌بخشی باشند؛ زیرا این نسبت‏‌ها در هنگام فرآیندهای جدایش بلوری چندان تغییر نمی‏‌کنند؛ اما به درجه‌های گوناگون ذوب‏‌بخشی حساس هستند. برپایه این نمودار، ژرفای رخداد ذوب‏‌بخشی و پیدایش ماگمای سازنده دایک‏‌های بازیک بروجرد نزدیک به 100 تا 110 کیلومتر به‌دست می‌آید (شکل 13- D). ازاین‌رو، برپایه این ژرفای به‌دست آمده (100-110 کیلومتر هم‌ارز با 30 کیلوبار)، بالاتربودن مقدارهای Sm در برابر Yb (Sm>Yb) و ماهیت آلکالن آنها همگی نشان‌دهنده پیدایش مذاب این سنگ‎ها در ژرفای بسیار و از یک گوشته گارنت‌دار است.

 

نتیجه‌گیری

دایک‌های بازیک در منطقه بروجرد دارای روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری (عکس روند زاگرس) هستند و سنگ‎های دیگر منطقه، به‌ویژه گرانودیوریت‌ها و دایک‌های اسیدی را قطع می‌کنند. به‌نظر می‌رسد این دایک‌ها جوان‌ترین فعالیت ماگمایی در منطقه هستند که در راستای شکستگی‌ها نفوذ کرده‎اند. این دایک‌ها ترکیب هورنبلندگابرو (دولریت) و بافت افیتیک تا ساب‌افیتیک دارند. آمفیبول، پلاژیوکلاز، ‌آپاتیت، اسفن و ‌بیوتیت از کانی‎های سازنده این دایک‌ها هستند. سریسیت، کلسیت، ‌کلریت، اپیدوت، پرهنیت و کوارتز به‎صورت ثانوی در این سنگ‎ها نیز دیده می‌شوند.

در دایک‏‌های بازیک بررسی‌شده، آمفیبول‏‌ها از گروه آمفیبول‏‌های کلسیک هستند و در گستره منیزیوهورنبلند تا هورنبلنداکتینولیت جای گرفته‌اند. زمین‌فشارسنجی به‌روش مقدار آلومینیمِ آمفیبول، دمای نزدیک به 600 تا 700 درجه سانتیگراد و فشار 5/3 تا 2/5 کیلوبار را نشان می‏‌دهد.

برپایه تجزیه شیمیایی پلاژیوکلازها به روش ریزکاو الکترونی، ترکیب آنها آلبیت-الیگوکلاز است و دمای تبلور کمتر از 550 درجه‏‌سانتی‌گراد را نشان می‏‌دهند.

برپایه شیمی سنگ‌کل، نمونه‎های بررسی‌شده دارای سری ماگمایی آلکالن هستند و در گستره درون صفحه قاره‌ای جای گرفته‌اند. بررسی‎های ساختاری نیز درستی این نکته را نشان می‌دهند. الگوهای بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه نشان می دهند که دایک‌های بازیک بروجرد دارای بی‌هنجاری مثبت در عنصرهای Ta، Nb و Ti و بی‌هنجاری منفی در عنصرهای Ba، Rb، K و Sm هستند. این الگوی عنصرهای ناسازگار (شیب منفی از عنصرهای خاکی نادر سبک به سنگین و بدون آنومالی منفی Nb) نشان‌دهنده ماگماهای پدیدآمده در پهنه‌های درون صفحه‌ای است.

از دیدگاه سنگ‌زایی، این سنگ‎ها از ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای گارنت‌دار پدید آمده‌اند و ماگمای سازنده آنها از ذوب‌بخشیِ درجه کم خاستگاه گوشته‌ایِ غنی‌شده ریشه گرفته است. در هنگام پیدایش ماگمای سازندة این سنگ‎ها جدایش بلوری همراه با هضم (AFC) روی داده است.

بر‏پایه بررسی‎های زمین‌ساختی درباره میدان تنش و روند دایک‏‌ها، در این منطقه، شکستگی‌های کششی موازی با راستای جابجایی صفحه عربی بوده‌ و این شکستگی‌های کششی در راستای دایک‌های بازیک منطقه بوده‌اند. ازاین‌رو، ماگمای سازنده این دایک‏‌ها که سرشت آلکالن داشته است در ژرفای بسیار و از ذوب‏‌بخشی خاستگاه گوشته‌ایِ گارنت‌دار پدید آمده است. سپس، ماگمای پدیدآمده در شکاف‌های ژرفِ پوستة قاره‌ای نفوذ کرده و دایک‌های بازیک را پدید آورده است.

 

سپاس‌گزاری

از خانم مه‌لقا معمری برای دراختیارگذاشتن داده‌ها و بررسی‎های زمین‌ساختی خود درباره دایک‌های بازیک و اسیدی بروجرد سپاس‌گزاری می‌شود. همچنین، از داوران ارجمند مجله پترولوژی که پیشنهادهای علمی ارزنده ایشان این مقاله را بهبود بخشید صمیمانه سپاس‌گزاری می‌شود. 

Agrawal, S., Guevara, M. and Verna, S. P. (2008) Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review 50(12): 1057-1079.

Ahmadi Khalaji, A. (2006) Petrology of the granitoid rocks of the Boroujerd area. PhD Thesis, University of Tehran, Tehran, Islamic Republic of Iran (in Persian).

Alici, P., Temel, A., Gourgaud, A., Kieffer, G. and Gundogdu, M. N. (1998) Petrology and geochemistry of potassic rocks in the Gölcük area (Isparta, SW Turkey): genesis of enriched alkaline magmas. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 423–446.

Anderson, J. L. (1983) Proterozoic anorogenic granite plutonism of North American. Geological Society of America Memoir 161: 133-152.

Anderson, J. L. (1996) Status of thermo-barometry in granitic batholiths. Earth Science Review 87: 125-138.

Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effects of temperature and fO2 on the Al in hornblende barometer. American Mineralogist 80: 549-559.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(2): 210-265.

Berthier, F., Billiaul, H. P., Halbroronn, B. and Marizot, P. (1974) Etude Stratigraphique, petrologique et structurale de La region de Khorramabad (Zagros, Iran). Géologie appliquée. Université Scientifique et Médicale de Grenoble, France.

Blundy, J. D. and Holland, T. J. B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole -plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104: 208-224.

Coban, H. (2007) Basalt magma genesis and fractionation in collision-and extension-related provinces: A comparison between eastern, central and western Anatolia. Earth Science Reviews 80: 219-238.

Cotten, J., Le Dez, A., Bau, M., Caroff, M., Maury, R. C., Dulski, P., Fourcade, S., Bohn, M. and Brousse, R. (1995) Origin of anomalous rare earth element and yttrium enrichment in subaerially exposed basalts: evidence from France Polynesia. Chemical Geology 119: 115–138.

Cox, K. G. (1980) A model for flood basalt volcanism. Journal of Petrology 21: 629-650.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London, UK.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An introduction to the Rock forming minerals. 17th, Longman Ltd., London, UK.

Deevsalar, R., Ghorbani, M. R., Ghaderi, M., Ahmadian, J., Murata, M., Ozawa, H. and Shinjo, R. (2014) Geochemistry and petrogenesis of arc-related to intraplate mafic magmatism from the Malayer-Boroujerd plutonic complex, northern Sanandaj-Sirjan magmatic zone, Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Abhandlungen 274 (1): 81–120.

Ellam, R. M. and Cox, K. G. (1991) An interpretation of Karoo picrate basalts in terms of interaction between asthenospheric magmas and the mantle lithosphere. Earth and Planetary Science Letters 105: 330-342.

Féménias, O., Mercier, G. C., Nkono, C., Diot, H., Berza, T., Tatu, M. and Demaiffe, D. (2006) Calcic amphibole growth and compositions in calcalkaline magmas: Evidence from the Motru Dike Swarm (Southern Carpathians, Romania). American Mineralogist 91: 73-81.

Floyd, P. A. and Winchester, J. A. (1975) Magma type and tectonic setting discrimination using immobile elements. Earth and Planetary Science Letters 27: 211–218.

Gudmundsson, A. (2006) How local stresses control magma-chamber ruptures, dyke injections and eruptions in composite volcanoes. Journal of Earth Science Reviews 79: 1–31.

Hammarstrom, J. M. and Zen, E-A. (1989) Aluminum in hornblende: An empirical igneous geobarometer. American Mineralogist 71: 1297-1313.

Helmy, H. M., Ahmed, A. F., El Mahallawi, M. M. and Ali, S. M. (2004) Pressure, temperature and oxygen fugacity conditions of calc-alkaline granitoids, Eastern Desert of Egypt, and tectonic implications. Journal of African Earth Sciences 38: 255-268.

Helz, R. (1993) Phase reactions of basalts in their melting range at PH2O = 5kb, Part 11, Melt composition. Journal of Petrology 17: 139- 193.

Johnson, M. C. and Rutherford, M. J. (1989) Experimental Calibration of the aluminum in hornblende geobarometer with application to Long Valley Caldera (California) Volcanic rocks. Geology 17: 837-841.

Leake, B. E., Woolley, 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. A., Maresch, W. V., Nicket, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N. Ungareti, 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. European Journal of Mineralogy 9: 623-651.

McHone, J. G., Anderson, D. L., Beutel, E. K. and Fialko, Y. A. (2005) Giant dykes, flood basalts, and plate tectonics: A contention of mantle models. In: Plates, plumes and paradigms (Eds. Foulger, G. R., Natland, J. H., Presnall, D. C., and Anderson, D. L.) Special Paper 388: 401–420. Geological Society of America.

Moameri, M. (2015) Structural Analysis of dykes in the east and northeast of Borujerd. MSc thesis, Bu Ali Sina University, Hamedan, Iran (in Persian).

Pal, N., Pal, D. C., Mishra, B. and Meyer, F. M. (2001) The evolution of the Palim granite in the Bastar tin province, Central India. Mineralogy and Petrology 72: 281-304.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margin. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths. (Eds. Hawkesworth C. J., and Norry M. J.) 230–249. Shiva, Nantwich.

Philpotts, A. R. (1991) Principles of igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall Englewood Cliffs, New Jersey.

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: evolution, presentation, interpretation. Longman Geochemistry Series, Singapore.

Sato, K., Yamaji, A. and Tonai, S. (2013) Parametric and non-parametric statistical approaches to the determination of paleostress from dilatant fractures: Application to an Early Miocene dike swarm in central Japan. Journal of Tectonophysics 588: 69–81.

Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110: 304-310.

Sial, A. N., Ferreira, V. P., Fallick, A. E., Jeronimo, M. and Cruz, M. (1998) Amphibole- rich clots in calc-alkalic granitoids in the Borborema province northeastern Brazil. Journal of South American Earth Science 11: 457-471.

Stein, E. and Dietl, C. (2001) Hornblende thermobarometry of granitoids from the Central Odenwald (Germany) and their implications for the geotectonic development of Odenwald. Mineralogy and Petrology 72: 185-207.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: implication for mantle composition and processes. In: Magmatism in Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D., Norry, M. J.) Special Publication 42: 313-345. Geological Society of London.

Tahmasbi, Z. and Ahmadi Khalaji, A. (2010) Using of mineral chemistry to determine the formation conditions of Boroujerd granitoid complex and its metamorphic aureole. Petrology 2: 77-94 (in Persian).

Wang, Y. L., Zhang, C. J. and Xiu, S. Z. (2001) Th/Hf Ta/Hf identification of tectonic setting of basalts. Acta Petrologica 17(3): 413-421.

Wyllie, P. J., Cox, K. G. and Biggar, G. M. (1962) The habit of apatite in synthetic systems and igneous rocks. Journal of Petrology 3: 238-243.