شیمی سنگ‎کل و شیمی کانی داسیت‌های کرتاسه پسین جنوب غرب سبزوار: رهیافتی بر منشأ و جایگاه زمین‌ساختی آن‌ها

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 شاهرود- بلوار دانشگاه- دانشگاه صنعتی شاهرود- دانشکده علوم زمین

2 گروه پترولوژی و زمین شناسی اقتصادی- دانشکده علوم زمین- دانشگاه صنعتی شاهرود- شاهرود

3 گروه پترولوژی و زمین شناسی اقتصادی- دانشکده علوم زمین- دانشگاه صنعتی شاهرود- شاهرود- ایران

4 گروه زمین‎شناسی، دانشکده مهندسی و علوم، دانشگاه مک‎کواری، سیدنی، استرالیا

چکیده

در لبه شمالی زون ایران مرکزی در جنوب‌غرب سبزوار، توالی ضخیمی از سنگ‌های آتشفشانی-رسوبی به سن کرتاسه پسین برونزد دارد. سنگ‌های آتشفشانی از نوع داسیت و ریولیت بوده و به همراه سنگ‌های آذرآواری مشتمل بر آگلومرا، برش و توف دیده می‌شوند. ضخیم-ترین واحد آتشفشانی فلسیک، داسیت‌ها هستند. آن‌ها دارای بافت‌های فلیسیتی پورفیری، گلومروپورفیری و میکرولیتی پورفیری بوده و از کانی‌های کلینوپیروکسن، فلدسپار و کوارتز تشکیل شده‌اند. پلاژیوکلازها دارای منطقه‌بندی و بافت غربالی هستند. شیمی سنگ‌کل و کلینوپیروکسن‌ها، نشانگر سرشت تولئیتی این سنگ‌هاست. نتایج حاصل از شیمی کلینوپیروکسن‎ها نیز نشانگر ترکیب اوژیتی (Wo40.61-42.79 En38.41-74 Fs16.34-19.65) آن‌هاست. بکارگیری نمودارهای زمین‌دما- فشارسنجی بیانگر دماهای 850 تا 950 درجه سانتیگراد و فشارهای کمتر از 5 کیلوبار برای تبلور این سنگ‌هاست. الگوی نمودارهای بهنجارشده این سنگ‌ها به ترکیب گوشته اولیه، نشانگر ناهنجاری منفی از Nb وTi و مثبت از Pb و K می‎باشد که از ویژگی‌های بارز ماگماهای محیط‌های فرورانش است. موقعیت نمونه‌ها در نمودارهای مختلف تمایز محیط زمین‎ساختی نیز بیانگر وابستگی آن‌ها به جایگاه فرورانش جزایر کمانی است. نتایج این پژوهش نشان می‌دهند که ماگمای تولئیتی سازنده این سنگ‌ها از ذوب بخشی یک منشأ گوشته‎ای اسپینل لرزولیتی در یک محیط فرورانش جزیره کمانی در خلال بسته-شدن حوضه اقیانوسی نئوتتیس سبزوار در طی کرتاسه پسین تشکیل شده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Whole-rock Geochemistry and Mineral Chemistry of the Late Cretaceous Dacites in SW Sabzevar: constrain on their origin and tectonic setting

نویسندگان [English]

  • Habibollah Ghasemi 1
  • Zakie Kazemi 2
  • Fardin Mousivand 3
  • William Griffin 4
1 Department of Petrology and Economic Geology- Faculty of Earthsciences- Shahrood University of Technology- Shahrood- Iran
2 Department of Petrology and Economic Geology- Faculty of Earthsciences- Shahrood University of Technology- Shahrood- Iran
3 Department of Petrology and Economic Geology- Faculty of Earthsciences- Shahrood University of Technology- Shahrood- Iran
4 Faculty of Science and Engineering, Macquarie University, Sydney, Australia
چکیده [English]

A thick sequence of Upper Cretaceous volcano-sedimentary rocks are cropped out on the northern edge of Central Iran, southwest of Sabzevar. The volcanic rocks are dacite/rhyolite and are associated with pyroclastic rocks, including agglomerate, breccia and tuff. Dacites are the thickest felsic volcanic unit. They show felsitic porphyry, glomero-porphyry and microlitic-porphyry textures and are composed of clinopyroxene, plagioclase and quartz. Plagioclases show sieve and zoning textures. Whole-rock and clinopyroxene chemistries reveal the tholeiitic nature of these rocks. Primitive mantle-normalized spider diagrams of these rocks show negative anomalies of Nb, Ti and positive anomalies of Pb and K, which are characteristic features of the subduction environment magmas. Plot of the samples in different tectonic setting discrimination diagrams indicates their close relationships to the island arc subduction environments. The results of the clinopyroxene chemistry also indicate their augitic composition. Application of geothermobarometry diagrams show temperature ranges between 850 ºC to 950 ºC and pressures less than 5 kb for crystallization of these rocks. The results of this study show that the tholeiitic magma that formed these rocks has been generated by partial melting of a spinel lherzolitic mantle source in an island arc subduction zone during the closure of the Sabzevar Neo-Tethyan oceanic basin in the late Cretaceous.subduction zone during the closing of the Sabzevar Neo-Tethyan oceanic basin in the late Cretaceous.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Key words: Mineral chemistry
  • dacite
  • Late Cretaceous
  • Neo-Tethys
  • Sabzevar

مقدمه

جایگاه ایران به‌عنوان بخشی از پهنة کوهزاد آلپ-هیمالیا میان دو قاره‎ی اوراسیا در شمال و گندوانا در جنوب، توجه ویژه‏‌ای را به خود جلب کرده است و همزمان با تغییر دیدگاه‎های زمین‎شناسی، دیدگاه‌های گوناگونی تا کنون دربارة آن پیشنهاد شد‌ه‌اند. فرورانش سنگ‏‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی در ژوراسیک- کرتاسه، پیدایش کمان ماگمایی ارومیه- دختر موازی با پهنة سنندج- سیرجان را در پی داشته است (Berberian and King, 1981; Agard et al., 2005; Ghasemi and Talbot, 2006; Omrani et al., 2008; Rossetti et al., 2010; Chiu et al., 2013; Mehdipour and Moazzen, 2015). پیامد این فرورانش، پیدایش حوضة اقیانوسی پشت‌کمانی سبزوار در پشت کمان ماگمایی ایران مرکزی (ارومیه- دختر) است (Wilmsen et al., 2009; Fürsich et al., 2009; Ghasemi and Jamshidi, 2013; Ghasemi et al., 2018). باور کلی بر این است که فرورانش سنگ‏‌کرة اقیانوسی سبزوار (شاخة شمالی اقیانوس نئوتتیس) به زیر صفحة البرز خاوری (بینالود)، ماگماتیسم در پهنه سبزوار در کرتاسه پسین- ترشیاری را به‌دنبال داشته است (Rossetti et al., 2010; Alaminia et al., 2013; Khalatbari et al., 2013; Jamshidi et al., 2014, 2015a, b; Jamshidi, 2015; Shafaii et al., 2015; Maghfouri et al., 2016; Ghasemi et al., 2016 ).

توالی سنگی بررسی‌شده در این پژوهش در لبه شمالی پهنه ایران مرکزی، در بخش مرکزی زیرپهنه سبزوار (Pilger, 1971) و در جنوب‎باختری شهرستان سبزوار جای دارد (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- جایگاه منطقه بررسی‌شده در پهنة ساختاری سبزوار در ایران مرکزی (با تغییرات از: Pilger، 1971)

 


در چهار دهه گذشته فرورانش رو به شمال سنگ‏‌کرة اقیانوسی سبزوار به زیرپهنة البرز خاوری (بینالود) و ماگماتیسم وابسته به آن، به‏‌ویژه در کرتاسه پسین- ترشیاری، به‌طور گسترده‌ای بررسی شده است (Vaziri- Tabar, 1976; Alavi-Tehrani, 1976; Noghreyan, 1982; Lindenberg et al., 1983; Spies et al., 1983; Bauman et al., 1983; Shojaat et al., 2003; Rossetti et al., 2010; Nasrabady et al., 2011; Shabanian et al., 2012; Ghasemi et al., 2010, 2013; Alaminia et al., 2013; Khalatbari et al., 2013; Jamshidi et al., 2014, 2015a, b; Shafaii et al., 2015; Jamshidi, 2015; Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2105; Ghasemi et al., 2016; Maghfouri et al., 2016). نگاهی به این بررسی‌ها نشان می‌دهد بیشتر نگاه‏‌ها به افیولیت‎ها و سنگ‎های همراه (توالی آتشفشانی) در شمال سبزوار بوده‌اند و اطلاعات بسیار اندکی دربارة ماگماتیسم غیرافیولیتی کرتاسه پسین در جنوب‌باختری سبزوار وجود دارد. البته به‌علت کانه‎سازی‏‌های مهم اقتصادی فلزهای منگنز، مس، روی و آهن در این سنگ‏‌ها، به‌تازگی چندین بررسی زمین‎شناسی اقتصادی روی این توالی آتشفشانی- رسوبی انجام شده‌اند (مانند: Maghfouri, 2012; Taghizadeh, 2014; Nasrollahi, 2014; Tashi et al., 2014, 2016, 2017; Maghfouri et al., 2016).

 

زمین‌شناسی منطقه

توالی آتشفشانی- رسوبی کرتاسه بالایی بررسی‌شده، با مساحتی افزون‌بر 1200 کیلومترمربع در جنوب‎باختری سبزوار جای دارد (شکل 2). زیرپهنة سبزوار، با آمیزه‏‌ای از واحدهای سنگی رسوبی، آذرین و دگرگونی متعلق به مزوزوییک- ترشیاری، یک واحد زمین‏‌ساختی جدا و مشخص است که در جنوب با گسل‎ درونه و در شمال با گسل بینالود از بخش‌های مجاور جدا شده است (Lindenberg et al., 1983). توالی سنگی کرتاسه بالایی در این منطقه دربردارندة سنگ‌های گوناگونِ رسوبی، آذرین نفوذی، آتشفشانی و آذرآواری‎های وابسته (آگلومرا، برش و توف) با سیماهای تپه ماهوری و ستیغ‎های مرتفع است.

 

 

 

شکل 2- نقشه ساده زمین‎شناسی از توالی آتشفشانی- رسوبی جنوب‎باختری سبزوار


 

 

سنگ‏‌های رسوبی دربردارندة گونه‌هایی از ماسه‏‌سنگ توفی، مارن و سنگ‎‎آهک‎های پلاژیک گلوبوترونکانادار به‌رنگ کرم روشن، با لایه‎بندی نازک و گاهی متوسط لایه به سن کرتاسه پسین هستند (Lindenberg et al., 1983; Kazemi et al., 2015) (شکل‌های 3- A و 3- B). داسیت، ریولیت و تراکی آندزیت نیز از سنگ‎های آتشفشانی هستند و به‌صورت میان‌لایه‏‌ای در میان سنگ‏‌های رسوبی کرتاسه بالایی جای دارند و ازاین‌رو، با آنها هم‌سن هستند. گابرودیوریت و گرانیت از سنگ‏‌های نفوذی هستند که درون واحدهای رسوبی و آتشفشانی تزریق شده‏‌اند. داسیت‏‌ها، ستبر‏‌ترین واحد آتشفشانی فلسیک هستند که با ریخت خشن و برجسته دیده می‎شوند. مهم‌ترین ویژگی داسیت‏‌ها، حالت منشوری آنهاست؛‌ با این ویژگی از دیگر واحدهای آتشفشانی- رسوبی منطقه شناخته می‌شوند (شکل 3- C). عوامل گوناگونی مانند همگنی ماگما و نبود مواد فرار، سازوکار جایگیری ماگما، سرعت سردشدن گدازه در سطح دربرابر بخش درونی آن و محیط فعالیت آتشفشان (خشکی یا زیرآبی)، ستبرای بسیارِ گدازه پس از فوران و چسبندگی (گرانروی) ماگما، همگی در پیدایش ستون‏‌های منشوری نقش دارند (Yoshihiko and Nobutaka, 2004). فرسایش پوست پیازی گدازه‏‌های داسیتی، پیدایش بالش‎هایی بزرگ به قطر بیشتر از 2 متر را به‌دنبال داشته‌ است که به اشتباه به‌نام گدازه بالشی شمرده شده‏‌اند (شکل 3- D).

 

 

 

شکل 3- A) تصویری از آهک‏‌های پلاژیک کرتاسه پسین در جنوب‌باختری سبزوار؛‌ B)تصویر میکروسکوپی (در PPL) از فسیل گلوبوترونکانا در آهک‎های پلاژیک؛ (C فرسایش پوست پیازی در داسیت‎های منطقة بررسی‌شده؛ D) تصویری از داسیت‎های منشوری در منطقة بررسی‌شده


 


روش انجام پژوهش

برای دسترسی به اهداف این پژوهش، پس از بررسی‏‌های صحرایی و نمونه‌برداری از واحدهای گوناگون سنگی، 10 نمونه با کمترین هوازدگی برگزیده و در آزمایشگاه دانشگاه Macquarie سیدنی استرالیا، به روش XRF برای عنصرهای اصلی و Laser-Ablation برای عنصرهای کمیاب و خاکی نادر تجزیه شیمیایی شدند (جدول 1). برای بررسی شیمی کانی‎ها نیز شماری نمونه برای تجزیه با ریزکاو الکترونی برگزیده و در آزمایشگاه ریزکاو الکترونی دانشگاه New South Wels سیدنی، استرالیا، با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل JEOL JXA-8300F و در ولتاژ KV20 و جریان nA20 تجزیه شدند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی نمونه‎های داسیتی- ریولیتی کرتاسه پسین جنوب‎باختری سبزوار (اکسید عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی؛ عنصرهای فرعی و کمیاب خاکی برپایة بخش در میلیون)

Zn-10

Zn-9

Zn-8

Zn-7

Zn-6

Zn-5

Zn-3

Zn-2

Zn-1

Sample No.

70.76

68.96

66.75

68.34

64.99

69.85

74.45

71.93

64.08

SiO2

0.55

0.55

0.62

0.61

0.63

0.55

0.47

0.56

0.58

TiO2

13.56

13.27

13.23

13.26

13.50

12.51

12.14

13.00

13.70

Al2O3

4.95

5.48

7.02

6.36

7.26

5.11

3.53

4.45

5.95

Fe2O3

0.11

0.18

0.13

0.13

0.17

0.18

0.11

0.12

0.18

MnO

1.04

1.76

1.45

1.55

1.55

1.58

0.60

1.02

1.44

MgO

5.35

5.57

4.72

4.23

4.68

5.73

3.71

4.37

6.65

CaO

2.90

3.55

4.30

3.86

4.82

3.47

3.25

3.69

3.94

Na2O

0.66

0.46

1.60

1.50

1.74

0.30

1.67

0.88

1.62

K2O

0.13

0.26

0.23

0.20

0.23

0.24

0.14

0.21

0.20

P2O5

00.00

00.00

00.00

00.00

00.03

00.02

00.00

00.00

0.03

IOL

100.01

100.07

100.05

100.04

99.60

99.54

100.06

100.23

98.37

Total

143.12

136.22

294.59

235.61

284.62

122.26

124.96

200.95

304.67

Ba

217.20

213.10

204.34

226.15

183.15

217.89

142.04

425

226

Sr

0.22

0.06

0.22

0.47

0.41

0.10

0.05

0.16

0.52

Cs

6.02

5.47

26.07

29.19

25.88

4.14

5.48

6.86

29.92

Rb

52.74

46.64

50.21

45.40

45.10

50.74

60.66

47.09

54.83

Zr

1.65

1.49

1.74

1.40

1.48

1.45

1.91

1.55

1.50

Hf

0.06

0.04

0.05

0.06

0.07

0.05

0.08

0.04

0.06

Ta

0.90

0.93

1.05

0.95

0.93

0.76

1.55

0.77

0.92

Nb

23.48

22.90

25.05

20.18

24.51

20.29

24.06

22.44

24.06

Y

0.39

0.23

0.37

0.28

0.34

0.28

0.50

0.46

0.36

U

0.78

1.07

1.15

1.08

1.01

1.01

1.28

1.04

0.93

Th

52.91

66.15

91.33

72.31

69.13

61.35

58.78

58.85

83.95

Zn

31.59

20.81

39.79

24.61

26.49

29.44

8.72

45.61

30.17

Cu

7.69

7.76

10.08

11.07

24.43

5.62

14.40

30

38.23

Ni

11.12

8.61

10.63

11.68

11.27

7.31

8.29

8.36

10.72

Co

167.7

109.26

157.46

128.59

142.66

112.66

97.09

106.41

118.54

V

29.37

22.42

35.66

30.18

33.52

23.69

27.64

31.64

34.43

Ga

4.51

5.76

6.05

5.12

5.87

5.43

5.74

6.02

5.67

La

10.18

11.71

13.55

11.86

12.98

11.65

14.91

12.31

12.78

Ce

1.74

1.94

2.17

1.85

1.98

1.7

2.21

1.89

2.07

Pr

8.86

9.39

10.25

9.11

9.93

8.92

10.72

9.98

9.49

Nd

2.73

2.97

3.14

2.71

3.07

2.55

3.07

2.89

2.93

Sm

0.84

0.89

1.09

0.98

1.06

1.02

0.99

1.06

1.03

Eu

3.24

3.48

3.69

3.29

3.88

3.24

3.50

3.14

3.58

Gd

0.59

0.56

0.65

0.54

0.59

0.55

0.55

0.60

0.67

Tb

4.38

3.95

4.37

3.74

4.23

3.76

4.09

3.95

4.36

Dy

0.93

0.86

0.96

0.72

0.94

0.83

0.88

0.88

0.90

Ho

2.64

2.69

2.83

2.35

2.78

2.26

2.77

2.58

2.62

Er

0.39

0.39

0.45

0.31

0.44

0.34

0.41

0.34

0.36

Tm

2.79

2.47

2.88

2.28

2.76

2.58

2.99

2.58

3.11

Yb

0.40

0.38

0.40

0.32

0.45

0.36

0.45

0.38

0.47

Lu


 


سنگ‌نگاری

پلاژیوکلاز، کوارتز و پیروکسن، کانی‏‌های اصلی سازندة نمونه‏‌های داسیتی منطقه جنوب‎باختری سبزوار هستند که در زمینه‏‌ای ریزبلور از پلاژیوکلاز و کوارتز جای دارند (شکل 4- A). پلاژیوکلاز، کانی اصلی سنگ است و بیشتر به‌صورت درشت‌بلور و با اندازه نزدیک‌به 2/0 تا 2 میلیمتر دیده می‌شود. این کانی، بیشتر شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار است و ماکل کارلسباد و پلی‏‌سینتتیک نشان می‏‌دهد. همچنین، به‌صورت میکرولیت نیز در زمینه دیده می‏‌شود. میکرولیت‏‌ها، درشت‌بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز درون زمینه را دور می‏‌زنند و با نظم‏‌یافتگی در روندی خاص، جهت جریان را نشان می‏‌دهند. داسیت‏‌ها بافت‏‌های فلسیتی پورفیری، گلومروپورفیری و میکرولیتی پورفیری دارند. منطقه‏‌بندی و بافت غربالی در بیشتر فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز دیده می‏‌شوند (شکل 4- B) و هردو از نشانه‏‌های آشکار بافت‏‌های ناتعادلی در پلاژیوکلازها هستند. این ناتعادلی می‏‌تواند پیامد آمیختگی ماگما و تغییر ترکیب ماگمای هنگام تبلور، پیدایش جریان‏‌های همرفتی و جابجایی بلورها در آشیانه ماگمایی، تغییرات فشار بخار آب و همچنین بالاآمدن ماگما و کاهش فشار وارد بر آن باشد که همگی ناتعادلی بلورها با ماگمای درحال تبلور را در پی خواهند داشت (Ghasemi et al., 2013).

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی در نور XPL از داسیتهایِ جنوب‌باختری سبزوار. A) تصویری از بلورهای پلاژیوکلاز (Plg)، کلینوپیروکسن (Cpx) و کوارتز (Qtz) که بافت فلسیتی پورفیری را پدید آورده‎اند؛ B) تصویری از بافت غربالی و منطقه‎بندی در بلورهای پلاژیوکلاز؛ C) تصویری از درشت‌بلور کلینوپیروکسن با میانبارهایی از پلاژیوکلاز و کانی کدر؛ D) تصویر نور برگشتی ریزکاو الکترونی از کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در داسیت‎های منطقه جنوب‏باختری سبزوار (نام اختصاری کانی‎ها برگرفته از Kretz، 1983)

 


پس از پلاژیوکلاژ، کوارتز فراوان‏‌ترین کانی داسیت‏‌هاست که به‌صورت دانه‏‌های بی‏‌شکل هم‏‌بعد و ‏‌ریزدانه تا متوسط‏‌ دانه، با اندازة 5/0 تا 5 میلیمتر دیده می‏‌شود. این کانی، بیشتر شکل خورده‌شده و گردشده، خلیج‏‌خوردگی و گاه حاشیه واکنشی دارد. بیشتر پیروکسن‏‌ها که فراوان‏‌ترین کانی مافیک در این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند، سالم هستند و برپایة ویژگی‌های سنگ‌نگاری و بررسی‌های ریزکاو الکترونی، از نوع کلینوپیروکسن اوژیتی هستند. فنوکریست‏‌های کلینوپیروکسن، شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و درون برخی از آنها، میانبار‏‌هایی از پلاژیوکلاز و کانه کدر دیده می‏‌شوند (شکل 4- C). برپایة بررسی‌های میکروسکوپی و تصویرهای نور برگشتی (back scatter)، بلورهای کلینوپیروکسن، منطقه‎بندی ندارند (شکل 4- D). افزون‌بر پلاژیوکلاز، کوارتز و کلینوپیروکسن، کانة کدر، مجموعة کانیایی مهمی در سنگ‏‌های داسیتی منطقه است.

 

شیمی کانی

کلینوپیروکسن: کلینوپیروکسن‏‌های درون سنگ‏‌های ماگمایی از دیدگاه سنگ‏‌شناختی بسیار اهمیت دارند؛ زیرا ترکیب آنها برپایة شیمی ماگمای سازندة آنها تغییر می‏‌کند. برپایة سرشت کانی کلینوپیروکسن، ترکیب این کانی برای بررسی سرشت ماگمای اولیه به‌کار برده می‌شود (Le Terrier et al., 1982). همان‌گونه‌که در جدول 2 دیده می‎شود، در کلینوپیروکسن‎ها، میزان تغییرات Al2O3برابر با 16/1 - 73/1 درصدوزنی، CaO برابر با 03/20 - 92/20 درصدوزنی، TiO2 برابر با 19/0- 46/0 درصدوزنی و SiO2 برابر با 02/51-22/52 درصدوزنی است.

همان‌گونه‌که در جدول 2 دیده می‎شود، ترکیب سازنده‌های پایانی کلینوپیروکسن‎ها در نمونه‎های داسیتی جنوب‎باختری سبزوار برابر با Wo40.61-42.79 En38.41-74 Fs16.34-19.6 است. ترکیب کلینوپیروکسن‎ها یکسان است و در نمودار ترکیبی ولاستونیت ((Wo- فروسیلیت (Fs)- انستاتیت (En)، همة آنها در میدان اوژیت جای گرفته‌اند (شکل 5- A).

پیروکسن‎های بررسی‌شده منطقه‎بندی ندارند و ازآنجایی‌که در این کانی، میزان‎ Na+2در برابر J=2Na، کلینوپیروکسن‌ها در محدوده (Ca-Mg-Fe) Quad جای گرفته‌اند (شکل 5- B). میزان Al2O3 و CaO آنها به‌ترتیب از 16/1 تا 69/1 و 03/20 تا 96/20 درصدوزنی تغییر می‎کند. محتوای Ti و Al کلینوپیروکسن‎ها به فعالیت سیلیس در مذابی که از آن متبلور شده‎اند و به نسبت این عنصرها بستگی دارد و به‌ترتیب در ماگماهای گوناگونِ توله‌ایتی، قلیایی و پرآلکالن افزایش می‎یابد (Kushiro, 1960; Le Bas, 1962).

به باور Thompson (1974)، میزان AlVI در کلینوپیروکسن، به فشار وابسته است. ازاین‌رو، Aoki و Shiba (1973) نموداری برپایة AlVI دربرابر AlIV برای سنجش فشار پیشنهاد کردند. در این نمودار، کلینوپیروکسن‎های سنگ‏‌های بررسی‌شده در فشار کم پدید آمده‎اند (شکل 5- C). همچنین، برپایة نمودار توزیع Al (AlVI دربرابر AlIV)، هنگام پیدایش کلینوپیروکسن میزان آب کمتر از 10 درصد و فشار هنگام تبلور کمتر از 5 کیلوبار بوده و نشان‌دهندة محیطی کم فشار است (شکل 4- D). برپایة نمودار پیشنهادیِ Lindsley (1983)، دمای تبلور کلینوپیروکسن‎ها در بازة 850 تا 950 درجه سانتیگراد است (شکل 5- E).

 

 

جدول 2- درصدوزنی اکسیدهای عنصرهای اصلی و کاتیون‏‌های کلینوپیروکسن در نمونه‎های داسیتی کرتاسه پسین جنوب‎باختری سبزوار به‌همراه فرمول ساختاری برپایة 6 اتم اکسیژن

 

Total

K2O

Na2O

CaO

MgO

MnO

FeO

Cr2O3

Al2O3

TiO2

SiO2

SampleNo.

 

100.71

0.02

0.24

20.69

14.58

0.50

10.06

0.01

1.55

0.46

52.22

Z1-Cpx1-1

 

100.37

0.00

0.26

20.59

14.99

0.53

9.99

0.01

1.28

0.34

51.99

Z1-Cpx1-2

 

100.35

0.00

0.23

20.73

13.61

0.57

11.84

0.01

1.20

0.29

51.87

Z1-Cpx1-3

 

100.52

0.00

0.23

20.63

13.68

0.58

11.90

0.01

1.16

0.25

51.02

Z1-Cpx1-4

 

100.05

0.00

0.24

20.73

13.60

0.60

11.64

0.01

1.26

0.24

51.72

Z1-Cpx1-5

 

99.77

0.00

0.29

20.60

13.63

0.62

11.76

0.00

1.35

0.27

51.22

Z1-Cpx1-6

 

100.11

0.01

0.23

20.86

13.70

0.58

11.57

0.01

1.19

0.29

51.63

Z2-Cpx2-1

 

100.83

0.00

0.26

20.92

13.71

0.54

11.77

0.01

1.23

0.28

52.08

Z2-Cpx2-2

 

99.77

0.00

0.24

20.83

13.67

0.60

11.46

0.01

1.17

0.32

51.47

Z2-Cpx2-3

 

99.98

0.00

0.24

20.80

13.65

0.62

11.68

0.00

1.17

0.29

51.53

Z2-Cpx2-4

 

100.15

0.00

0.26

20.86

13.94

0.52

11.26

0.01

1.25

0.19

51.87

Z2-Cpx2-5

 

100.36

0.01

0.25

20.23

13.91

0.58

11.52

0.00

1.44

0.35

52.07

Z2-Cpx2-6

 

100.34

0.00

0.27

20.33

13.76

0.59

11.78

0.00

1.73

0.46

51.31

Z2-Cpx2-7

 

100.26

0.01

0.25

20.03

14.11

0.66

11.78

0.00

1.33

0.25

51.85

Z3-Cpx3-1

 

99.97

0.00

0.26

20.15

13.90

0.58

11.60

0.02

1.41

0.25

51.79

Z3-Cpx3-2

 

100.04

0.00

0.24

20.23

13.82

0.61

11.56

0.00

1.52

0.35

51.72

Z3-Cpx3-3

 

99.93

0.01

0.26

20.26

13.69

0.61

11.74

0.00

1.41

0.29

51.4

Z3-Cpx3-4

 

100.66

0.00

0.24

20.70

14.02

0.64

11.36

0.00

1.34

0.23

51.93

Z3-Cpx3-5

 

100.15

0.00

0.27

20.58

13.80

0.62

11.41

00.00

1.65

0.32

51.50

Z3-Cpx3-6

 

99.78

0.05

0.23

20.48

13.79

0.60

11.51

0.01

1.59

0.39

51.15

Z3-Cpx3-7

Total

K

Na

Ca

Mg

Mn

Fe2+

Fe3+

Cr

Al

Ti

Si

Sample No.

4

0.00

0.02

0.83

0.81

0.02

0.26

0.05

0.00

0.07

0.01

1.94

Z1-Cpx1-1

4

0.00

0.02

0.83

0.83

0.02

0.22

0.09

0.00

0.06

0.01

1.93

Z1-Cpx1-2

4

0.00

0.02

0.83

0.76

0.02

0.31

0.06

0.00

0.05

0.01

1.94

Z1-Cpx1-3

4

0.00

0.02

0.83

0.76

0.02

0.31

0.06

0.00

0.05

0.01

1.95

Z1-Cpx1-4

4

0.00

0.02

0.83

0.76

0.02

0.30

0.07

0.00

0.06

0.01

1.94

Z1-Cpx1-5

4

0.00

0.02

0.83

0.76

0.02

0.28

0.09

0.00

0.06

0.01

1.93

Z1-Cpx1-6

4

0.00

0.02

0.84

0.77

0.02

0.29

0.08

0.00

0.05

0.01

1.94

Z2-Cpx2-1

4

0.00

0.02

0.83

0.76

0.02

0.30

0.07

0.00

0.05

0.01

1.94

Z2-Cpx2-2

4

0.00

0.02

0.84

0.77

0.02

0.29

0.08

0.00

0.05

0.01

1.94

Z2-Cpx2-3

4

0.00

0.02

0.84

0.76

0.02

0.29

0.08

0.00

0.05

0.01

1.93

Z2-Cpx2-4

4

0.00

0.02

0.84

0.78

0.02

0.28

0.07

0.00

0.05

0.01

1.94

Z2-Cpx2-5

4

0.00

0.02

0.81

0.77

0.02

0.32

0.04

0.00

0.06

0.01

1.95

Z2-Cpx2-6

4

0.00

0.02

0.82

0.77

0.02

0.29

0.08

0.00

0.08

0.01

1.92

Z2-Cpx2-7

4

0.00

0.02

0.80

0.79

0.02

0.30

0.07

0.00

0.06

0.01

1.94

Z3-Cpx3-1

4

0.00

0.02

0.81

0.78

0.02

0.31

0.06

0.00

0.06

0.01

1.94

Z3-Cpx3-2

4

0.00

0.02

0.81

0.77

0.02

0.31

0.05

0.00

0.07

0.01

1.94

Z3-Cpx3-3

4

0.00

0.02

0.81

0.78

0.02

0.28

0.08

0.00

0.06

0.01

1.93

Z3-Cpx3-4

4

0.00

0.02

0.83

0.78

0.02

0.28

0.07

0.00

0.06

0.01

1.94

Z3-Cpx3-5

4

0.00

0.02

0.82

0.77

0.02

0.28

0.08

0.00

0.07

0.01

1.93

Z3-Cpx3-6

4

0.00

0.02

0.83

0.78

0.02

0.25

0.12

0.00

0.08

0.01

1.90

Z3-Cpx3-7

 

شکل 5- جایگاه کلینوپیروکسن‎های نمونه‎های داسیتی کرتاسه پسین جنو‌ب‌باختری سبزوار در: A) نمودار سه‌تایی نامگذاری کلینوپیروکسن‎ها (Morimoto, 1988)؛ B) نمودار Q-J (Morimoto, 1988)؛ C) نمودار AlVIدربرابر AlIV (Aoki and Shiba, 1973)؛ D) نمودار توزیع Al (Helz, 1973)؛ E) نمودار Lindsley (1983)

 

 

ازآنجایی‌که کلینوپیروکسن‎ دربرابر دگرسانی کمابیش مقاوم است، ترکیب شیمیایی آن برای تعیین سری ماگمایی و پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش ماگما به‌کار برده می‌شود (Le Terrier et al., 1982). برپایة نمودارهای Al در برابر Ti و Na+Ca دربرابر Ti (Le Terrier et al., 1982)، کلینوپیروکسن‎های بررسی‌شده در محدوده ماگمای توله‌ایتی جای گرفته‌اند (شکل‌های 6- A و 6- B). در نمودار شناسایی پهنة زمین‎ساختی TiO2-Na2O-SiO2/100 (Beccaluva et al., 1989) نیز کلینوپیروکسن‎های نمونه‎های داسیتی در محدوده توله‌ایت‎های جزیره‏‌های کمانی جای گرفته‌اند (شکل 6- C).

 

 

 

شکل 6- جایگاه کلینوپیروکسن‎های داسیت‎های کرتاسه پسین جنوب‌باختری سبزوار در: A، B) نمودارهای Al-Ti و Ca+Na-Ti (Le Terrier et al., 1982) برای شناسایی سری ماگمایی ماگمای سازنده کلینوپیروکسن‎های این سنگ‌ها؛ C) نمودار شناسایی پهنة زمین‎ساختی SiO2/100-TiO2-Na2O (Beccaluva et al., 1989)

 

 

پلاژیوکلاز

پلاژیوکلاز، از کانی‎های فراوان سازندة داسیت‎های جنوب‎باختری سبزوار است. شمار 10 نقطه (هسته و حاشیه) از پلاژیوکلاز در 2 نمونه داسیتی تجزیه شیمیایی شدند و فرمول ساختاری آنها برپایة 8 اکسیژن به‌دست آورده شد (جدول 3).

در نمودار رده‎بندی Ab-Or-An (شکل 7)، ترکیب پلاژیوکلازها در محدوده لابرادوریت و بیتونیت جای گرفته است (شکل 7). ترکیب پلاژیوکلاز به پارامترهای فیزیکی مانند دما (T)، فشار کل (P) و همچنین، طیف گسترده‏‌ای از عوامل ترکیبی (مانند: مقدار آب مذاب  یا درصدوزنی H2O) بستگی دارد (Ustunisik et al., 2014). برخی فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز در داسیت‏‌ها منطقه‏‌بندی عادی با An61.96-63.67 در هسته تا Ab70.74-74.11 در حاشیه نشان می‌دهند. همچنین، در فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، نشانه‌هایی از تجزیه به کلسیت، کلریت، اپیدوت و گاه به سریسیت دیده می‏‌شود. شدت تجزیه پلاژیوکلازها در مرکز بیشتر از حاشیه بلور است که خود نشان‌دهندة منطقه‎بندی عادی در آنهاست.  

 

 

جدول 3- درصدوزنی اکسید عنصرهای اصلی و کاتیون‏‌های پلاژیوکلاز (برپایة 8 اتم اکسیژن) برای نمونه‎های داسیتی کرتاسه پسین جنوبباختری سبزوار

Total

K2O

Na2O

CaO

MgO

MnO

FeO

Al2O3

TiO2

SiO2

Sample No.

98.67

0.05

2.97

15.26

0.00

0.00

0.28

31.98

0.00

48.12

Z1-Plg1-1 (core)

100.36

0.03

3.16

14.83

0.04

0.02

0.50

31.58

0.02

50.05

Z1- Plg 1-2 (core)

100.28

0.05

3.42

14.59

0.04

0.01

0.53

30.98

0.01

50.60

Z1- Plg 1-3 (middle)

101.04

0.04

3.63

14.21

0.03

0.03

0.52

31.07

0.01

51.37

Z1- Plg 1-4 (rime)

99.29

0.03

3.13

14.81

0.02

0.00

0.56

31.53

0.06

49.14

Z1- Plg 1-5 (rime)

98.51

0.04

2.88

15.02

0.05

0.02

0.68

30.99

0.00

48.83

Z2- Plg 2-1(core)

98.77

0.05

2.97

15.08

0.04

0.01

0.61

31.28

0.00

48.71

Z2- Plg 2-2 (core)

99.76

0.04

3.21

14.68

0.05

0.02

0.62

31.17

0.01

49.85

Z2- Plg 2-3 (middle)

99.95

0.04

3.61

13.93

0.05

0.00

0.62

30.41

0.00

51.18

Z2- Plg 2-4 (core)

100.13

0.04

4.14

13.21

0.05

0.00

0.61

29.72

0.00

52.29

Z2- Plg 2-5 (core)

Total

K

Na

Ca

Fe

Al

Ti

Si

Sample No.

5.02

0.00

0.30

0.73

0.02

1.69

0.00

2.28

Z1- Plg 1-1

5.02

0.00

0.30

0.72

0.02

1.68

0.00

2.29

Z1- Plg 1-2

5.01

0.00

0.32

0.69

0.02

1.66

0.00

2.32

Z1- Plg 1-3

5.02

0.00

0.37

0.65

0.02

1.61

0.00

2.36

Z2- Plg 1-4

5.02

0.00

0.38

0.63

0.02

1.60

0.00

2.38

Z2- Plg 1-5

5.01

0.00

0.36

0.75

0.03

1.70

0.00

2.38

Z2- Plg 2-1

5.02

0.00

0.26

0.75

0.02

1.71

0.00

2.27

Z2- Plg 2-2

5.01

0.00

0.27

0.72

0.02

1.69

0.00

2.26

Z2- Plg 2-3

5.00

0.00

0.29

0.68

0.02

1.64

0.00

2.29

Z2- Plg 2-4

5.01

0.00

0.32

0.64

0.02

1.59

0.00

2.34

Z2- Plg 2-5

                                   

 

 

 

 

شکل 7- ترکیب پلاژیوکلاز در داسیت‎های کرتاسه پسین جنوب‎باختری سبزوار در نمودار رده‎بندی فلدسپارها (Deer et al., 1991)

در کل، منطقه‏‌بندی عادی پیامد رشد بلور هنگام جدایش ماگمایی پیشرونده است؛ اما منطقه‏‌بندی معکوس شاید پیامد فرایندهای آمیختگی ماگمایی یا کاهش فشار وارد بر ماگما باشد (Ustunisik et al., 2014). نخست، ماگمایی که در ژرفای بسیار سردشدن را آغاز می‌کند زمان لازم برای تبلور را دارد؛ ازاین‌رو، بلورهای پلاژیوکلاز رشد می‌کنند و درشت می‏‌شوند. بلورهای پلاژیوکلازی که در نخستین مراحل تبلور پدید می‌آیند ترکیب کلسیک‏‌تری دارند. در دمای معین، کاهش فشار کل یا افزایش فشار بخار آب، افزایش محتوای آنورتیت (An) پلاژیوکلاز را به‌دنبال دارد. محتوای An پلاژیوکلاز با کاهش دما کاهش می‏‌یابد و منطقه‏‌بندی عادی را در پی دارد (Ustunisik et al., 2014).

 

زمین‌شناسی سنگ‏‌کل

محتوی SiO2 در سنگ‎های داسیتی از 12/48 تا 29/52 درصدوزنی در تغییر است.در نمودار رده‏‌بندی زمین‌شناسی (شکل 8- A)، نمونه‎های آذرین کرتاسه پسین جنوب‎باختری سبزوار با ترکیب داسیت در محدودة سری ساب‌آلکالن/توله‌ایتی جای گرفته‌اند. همچنین، در نمودار شناسایی سری ماگمایی Nb/Y دربرابر Ti/Y، همه نمونه‎ها در محدودة سری توله‌ایتی دیده می‌شوند (شکل 8- B).

 

 

   

شکل 8- جایگاه نمونه‎های داسیتی کرتاسه پسین جنوب‎باختری سبزوار در نمودارهای: A) رده‎بندی Le Bas و همکاران (1986)؛ B) Nb/Y- Ti/Y برای شناسایی سری ماگمایی (Pearce, 1982)

 

 

شکل‌های 9- A و 9- B نمودارهای بهنجارشدة عنصرهای کمیاب نمونه‎های بررسی‌شده دربرابر فراوانی این عنصرها در ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) و کندریت (Nakamura, 1974) را نشان می‏‌دهند.

 

 

 

شکل 9- جایگاه نمونه‎های داسیتی کرتاسه پسین جنوب‎باختری سبزوار در نمودارهای: A) عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)


 


همان‌گونه‌که در نمودار الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت دیده می‎شود، نمونه‎های داسیتی الگویی کمابیش مسطح از REE را به نمایش گذاشته‌اند. در نمودار عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه، همة نمونه‎ها از عنصرهای Nb، Ti، Th و Zr تهی‏‌شدگی و از K، Pb، U و Ba غنی‏‌شدگی نشان می‎دهند. سیال‏‌های برخاسته از صفحه فرورو از Ba، Rb، U و Pb سرشار و از Th، Nb و Ti تهی‌شدگی نشان می‎دهند (Pearce, 1983). ازاین‌رو، سنگ‎های آذرین پدیدآمده در کمان‏‌های ماگمایی از LILE غنی‌شدگی و از Ti و Nb تهی‌شدگی دارند (Stern, 2004). نمودار چندعنصری بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه نشان‌دهندة ویژگی‎های ماگماهای پهنة فرورانش/کمان برای نمونه‏‌هاست (شکل 9- A).

 

بحث

به باور برخی پژوهشگران (Rolland et al., 2002; Pearce, 1982; Meschede, 1986)، در برخی عنصرهای ناسازگار (مانند: Th، Nb، REE، P، Hf، Zr، Ti و Y) و فلزهای انتقالی (مانند:Ni، Co، Cr و V) هنگام رویداد فرایندهای دگرسانی و دگرگونی کمابیش بی‏‌تحرک هستند. ازاین‌رو، این عنصرها برای بررسی ویژگی‎های زمین‌شناسیایی و شناسایی پهنة زمین‎ساختی سنگ‎های داسیتی جنوب سبزوار به‌کار برده می‌شوند. در نمودار Ta/Yb-Th/Yb، همة نمونه‎ها در محدودة سنگ‎های مرتبط با کمان جای گرفته‌اند (شکل 10- A). افزون‌بر این، در نمودار لگاریتمی Ti دربرابر Nb/Th که برای شناسایی پهنه‎های کمانی از غیرکمانی به‌کار برده می‌شود، نمونه‎های داسیتی بررسی‌شده در محدودة سنگ‏های آتشفشانی مرتبط با کمان دیده می‌شوند (شکل 10- B). به باور Dai و همکاران (2011)، ماگماهای برگرفته شده از گوشته، نسبت کم Lu/Yb با میانگین 15/0-14/0 دارند؛ اما این نسبت در پوسته قاره‎ای بالاتر و نزدیک به 18/0-16/0 است. میانگین نسبت Lu/Yb در سنگ‎های داسیتی جنوب سبزوار 15/0 است که از میانگین پوسته قاره‎ای کمتر است. مقدار این نسبت نشان‌دهندة جدا‏‌شدن ماگمای این سنگ‎ها از خاستگاهی گوشته‎ای و بدون آلایش با پوستة قاره‎ای است. نمودار Zr-Zr/Y اطلاعات ارزشمندی دربارة سرشت و خاستگاه ماگمای مادر به نمایش می‎گذارد (Pearce and Norry, 1979). در این نمودار لگاریتمی، Zr شاخص تبلوربخشی و نسبت Zr/Y فاکتوری برای تغییرات ذوب‌بخشی دانسته شده‌اند. جایگاه نمونه‎ها در این نمودار نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‎ها از تبلوربخشی ماگمای برخاسته از خاستگاهی تهی‏‌شده است (شکل 10- C).

همان‌گونه‌که در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه دیده می‎شود، نمونه‎های داسیتی جنوب سبزوار ناهنجاری منفی Nb و Ti دارند. این پدیده نشان‌دهندة نقش سیال‏‌های رهاشده از صفحه فرورو در پیدایش آنهاست. همچنین، در نمودار Ba/La دربرابر Th/Yb، نمونه‎ها مقدار بالای نسبت Ba/La دارند که نشان‌دهندة پیدایش آنها در پهنة فرورانش و نقش سیال‏‌های جداشده از صفحة اقیانوسی فرورو است (شکل 10- D).

در نمودار Nb/Yb دربرابر Ta/Yb (شکل 10- E)، نمونه‎های داسیتی در محدوده N-MORB جای گرفته‌اند. این ویژگی، نشان می‌دهد جدای از غنی شدگیِ وابسته به سیال در محیط فرورانش، گوشته‌ای که خاستگاه ماگمای سازنده سنگ‎های بررسی‌شده بوده از خاستگاهی تهی‏‌شده همانند گوشتة تهی‎شده مورب سرچشمه گرفته بوده است.

 

 

شکل 10- جایگاه نمونه‎های داسیتی کرتاسه پسین جنوب‎باختری سبزوار در نمودارهای: A) Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1982)؛ B) Ti دربرابر Nb/Th (Escuder- Viruete et al., 2011, 2014)؛ C) Zr-Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛ D) Th/Yb- Ba/La؛ E) نمودار Ta/Yb- Nb/Yb (Pearce, 1982; Pang et al., 2013)؛ F) La/Yb دربرابر Yb (Ozdemir and Güleç, 2014)

 

 

همچنین برای بررسی غنی‎شدگی و یا نبود غنی‎شدگی در خاستگاه داسیت‎های منطقه، نمودار Zr در برابر Nb به‌کار برده شد (Sun and McDonough, 1989). در این نمودار، نمونه‎ها در محدودة ترکیبیِ گوشته تهی‎شده جای گرفته‎اند (شکل 10- F).

همان‌گونه‌که در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت دیده می‌شود (شکل 9- B)، نمونه‎ها الگوی مسطحی از REE و بدون غنی‎شدگی آشکار از LREE دارند که نشان‌دهندة نبود گارنت در سنگ خاستگاه ماگمای سازندة آنهاست (Rollinson, 1993). افزون‌بر این، در نمودار La/Yb دربرابر Yb، همة نمونه‎ها نزدیک منحنی ذوب اسپینل لرزولیت رسم شده‌اند که گوشته معمول زیر پشته‏‌های میان‌اقیانوسی است (شکل 10- G).

یافته‌های زمین‌شناسی همگی نشان‌دهندة پیدایش ماگمای سازندة سنگ‎های داسیتی جنوب‎باختری سبزوار از ذوب‌بخشی خاستگاهی اسپینل لرزولیتی در پهنة فرورانش جزیرة کمانی هنگام بسته‏‌شدن حوضه اقیانوسی نئوتتیس سبزوار در کرتاسه پسین هستند. بسیاری از پژوهشگران، آغاز فرورانش اقیانوس نئوتتیس زاگرس را در تریاس دانسته‏‌اند (Berberian and King, 1981; Arvin et al., 2007; Bagheri and Stampfli, 2008; Wilmsen et al., 2009). این پدیده پیدایش مرز فعال قاره‏ای و کمان ماگمایی ژوراسیک در پهنة سنندج- سیرجان را در پی داشته است (Ghasemi and Talbot, 2006; Rossetti et al., 2010). در ادامة فرورانش، در پشت این کمان ماگمایی، پهنة کششی پشت‌کمانی سبزوار- نایین در بخش بالایی صفحه فرورانش نئوتتیس، در لبه شمالی ایران مرکزی، پدید آمده که با فاز اصلی ماگماتیسم در پهنة سنندج- سیرجان همزمان بوده است (Agard et al., 2005; Omrani et al., 2008; Rossetti et al., 2010; Ghasemi et al., 2018). دربارة زمان بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس نیز بسیار بحث‎ شده است؛ اما زمان‏‌ کرتاسه پسین- پالئوسن (Stöcklin, 1974; Berberian and King, 1981) را بیشتر زمین‏‌شناسان پذیرفته‌اند. برخی پژوهشگران، زمان برخورد ورقه‏‌ عربی با ایران را الیگوسن بالایی (Agard et al., 2005; Dargahi et al., 2010) و یا حتی میوسن (Berberian and King, 1981; Azizi and Moin-Vaziri, 2009) دانسته‌اند. در پی فرورانش رو به شمال‎خاوری اقیانوس نئوتتیس در تریاس بالایی در حوضه زاگرس، ماگماتیسم کمانی ژوراسیک در پهنة سنندج- سیرجان رخ داده و حوضه کششی پشت‌کمانی آن در ورقه ایران مرکزی در بخش سبزوار- نایین پدید آمده است (Agard et al., 2005; Omrani et al., 2008; Fürsich et al., 2009; Rossetti et al., 2010; Jamshidi et al., 2014, 2015; Ghasemi et al., 2018). جزیره‏‌های کمانی جنوب‎باختری سبزوار با سرشت آهکی قلیایی- توله‌ایتی، در کرتاسه پسین با فرورانش رو به شمال شاخة شمالی اقیانوس نئوتتیس (حوضه اقیانوسی سبزوار) پدید آمده‏‌اند. این کمان ماگمایی که نخست (کرتاسه پسین) از نوع جزیره‏‌های کمانی بوده است، با ادامه فرورانش و پیوستن آن به لبه جنوبی منطقه البرز خاوری (بینالود)، به پهنه فرورانش مرز قاره‎‌ای تبدیل شده و رویداد فرایندهای ماگمایی با سرشت آهکی قلیایی در ترشیاری و کواترنری را به دنبال داشته است. گنبدهای آداکیتی در پهنة ماگمایی شمال سبزوار و پهنة ماگمایی جنوب قوچان- اسفراین، فراورده‏‌های تحولی و تکاملی این کمان ماگمایی دانسته شده‏‌اند (Spies et al., 1983; Bauman et al., 1983; Ghasemi et al., 2010; Shojaat et al., 2003; Rossetti et al., 2010, 2016; Nasrabady et al., 2011; Ghasemi et al., 2011, 2013; Shabanian et al., 2012; Alaminia et al., 2013; Khalatbari et al., 2013; Shafaii et al., 2013, 2015; Jamshidi et al., 2014, 2015a, b; Ghasemi and Rezaei-Kakhaei, 2105; Jamshidi, 2015; Maghfouri et al., 2016).

برپایة یافته‌های زمین‌شناسی، الگوی زمین‏‌ساختی که برای پیدایش سنگ‎های داسیتی جنوب‎باختری سبزوار پیشنهاد می‌شود (شکل 11) شامل:

(1) وجود پهنه اقیانوسی گسترده نئوتتیس در زاگرس در تریاس زیرین- میانی؛

(2) آغاز فرورانش ورقه اقیانوسی نئوتتیس زاگرس به زیر ایران مرکزی در تریاس بالایی- ژوراسیک زیرین که با فرایند‎های ماگمایی نوع کمانی در پهنة سنندج- سیرجان و کشش پشت‌کمانی در بخش شمالی پهنه ایران مرکزی- جنوب البرز همراه بوده است؛

(3) تداوم فرورانش رو به شمال ورقه اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی در هنگام ژوراسیک بالایی- کرتاسه پیشین که ماگماتیسم کمانی در پهنة سنندج- سیرجان و گسترش حوضه‏‌های اقیانوسی پشت کمانی نایین- سبزوار را در پی داشته است؛

(4) آغاز بسته‌شدن حوضه‏‌های اقیانوسی سبزوار- نایین و پیدایش جزیره‏‌های کمانی مرتبط در هنگام کرتاسه پسین. سنگ‏‌های داسیتی جنوب‎باختری سبزوار در این زمان پدید آمده‏‌اند؛

(5) بسته‌شدن پایانی حوضه اقیانوسی سبزوار و بالازدگی ورقه اقیانوسی آن به‌صورت تیغه‏‌های افیولیتی نایین- بافت، درونه و شمال سبزوار و رویداد ماگماتیسم گستردة آهکی- قلیایی کمان قاره‏‌ای در پالئوسن- ائوسن در شمال سبزوار؛

(6) تداوم فرورانش بخش بجاماندة ورقه اقیانوسی نئوتتیس سبزوار به زیر ورقه البرز خاوری (بینالود) و رویداد ماگماتیسم آداکیتی میوسن-پلیوکواترنر در نوار ماگمایی قوچان- اسفراین (شکل 11).

 

نتیجهگیری

گدازه‎های داسیتی در نهشته‎های آتشفشانی- رسوبی کرتاسه پسین جنوب‎باختری سبزوار سرشت توله‌ایتی دارند. برپایة نمودارهای شناسایی پهنة زمین‎ساختی، این سنگ‌ها در محیط جزیره‏‌های کمانی مرتبط با فرورانش جای گرفته‌اند. در کرتاسه پسین- ائوسن، در پی حرکت خردقارة ایران مرکزی به‌سوی شمال‌خاوری، ورقه اقیانوسی نئوتتیس حوضه سبزوار به زیر ورقه البرز خاوری (بینالود) فرورانش کرده و سپس بسته‌شدن پایانی حوضه اقیانوسی سبزوار روی داده است. پیامد این بسته‌شدن، نخست به‌صورت رویداد ماگماتیسم توله‌ایتی نوع جزیره‏‌های کمانی در جنوب‌باختری سبزوار در کرتاسه پسین بوده است و در ادامه با ماگماتیسم آهکی- قلیایی پتاسیک پهنة‌ فرورانش مرز قاره‌ای، به‌ویژه از نوع آداکیتی در ترشیاری- کواترنز در شمال سبزوار- جنوب قوچان ادامه یافته است.

 

 

 

شکل 11- الگوی زمین‏‌ساختی نمادین برای نمایش تحول و تکامل ماگماتیسم مزوزوییک- سنوزوییک در حوضه سبزوار

 

 

سپاس‌گزاری

این پژوهش پایان‌نامة دکتری نگارندة نخست مقاله است که با پشتیبانی مالی و معنوی وزارت علوم، تحقیقات و فناوری ایران، حوزه معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود و دانشگاه Macquarie (سیدنی، استرالیا) انجام شده است؛ ازاین‌رو از آنان سپاس‌گزاری می‎شود.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau) 94: 401–419.

Alaminia, Z., Karimpour, M. H., Homam, M. and Finger, F. (2013) The magmatic record in the Arghash region (northeast Iran) and tectonic implications. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau), 102:1603–1625.

Alavi-Tehrani, N. (1976) Geology and petrography in the ophiolite rang NW of Sabzevar (Khorasan/Iran). PhD thesis, The University of Saarbrucken, German.

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

Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A. and Babaei, A. (2007) Petrochemistry of the Siah-Kuh granitoid stock southwest of Kerman, Iran: Implications for initiation of Neotethys subduction. Journal of Asian Earth Sciences 30: 474-489.

Azizi, H. and Moinevaziri, H. (2009) Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. Journal of Geodynamics 47: 167–179.

Bagheri, S. and Stampfli, G. M. (2008) The Anarak, Jandaq and Poshte-Badam metamorphic complex in central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics 451: 123–155.

Bauman, A., Spies, O. and Lensch, G. (1983) Strantium isotopic composition of post-ophiolithic tertiary volcanics between kashmar, sabzevar and Quchan NE Iran Geodynamic project (geotraverse) in Iran. Final report, Geology Survey of Iran. Report No. 51.

Beccaluva, L., Maccciotta, G., Piccardo, G.vB. and Zeda, O. (1989) Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology 77: 165-182.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Toward a paleogeography and tectonic evaluation of Iran. Canadian journal of Earth Science 5: 101-117.

Chiu, H. Y., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Khatib, M. M. and Iizuka, Y. (2013) Zircon U- Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos 162-163: 70-87.

Dai, J., Wang, C., Hebert, R., Li, Y., Zhong, H., Guillaume, R., Bezard, R. and Wei, Y. (2011) Late Devonian OIB alkaline gabbro in the Zangbo Zone: Remnants of the Paleo-Tethys? Gondwana Research 19: 232-243.

Dargahi, S., Arvin, M., Pan, Y. and Babaei, A. (2010) Petrogenesis of post-collisional A-type granitoids from the Urumieh – Dokhtar magmatic assemblage, Southwestern Kerman, Iran: constraints on the Arabian– Eurasian continental collision. Lithos 115: 190 – 204.

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

Escuder- Viruete, J., Pé re z- Estaún, A., Booth -Rea, G. and Valverde -Vaquero, P. (2011) Tectono metamorphic evolution of the Samaná complex, northern Hispaniola: implications for the burial and exhumation of high-pressure rocks in a collisional accretionary wedge. Lithos 125: 190–210.

Escuder-Viruete, J., Castillo-Carrión, M. and Pérez-Estaún, A. (2014) Magmatic relationships between depleted mantle harzburgites, boninitic cumulate gabbros and subduction - related tholeiitic basalts in the Puerto Plata ophiolitic complex, Dominican Republic: Implications for the birth of the Caribbean island-arc. Lithos 196: 261 –280.

Fürsich, F. T., Wilmsen, M., Seyed-Emami, K. and Majidifard, M. R. (2009) The Mid-Cimmerian tectonic event (Bajocian) in the Alborz Mountains, northern Iran: evidence of the break-up unconformity of the South Caspian Basin. Geological Society, London, Special Publications 312 (1): 189-203.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj– Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Science 26: 693-683.

Ghasemi, H. and Jamshidi, K. (2013) Investigating the characteristics of the source origin of alkaline rocks at the base of the Shemshak Formation in the eastern Alborz. Iranian Journal of Geology 7(29): 17-29 (in Persian).

Ghasemi, H. and Rezaei-Kakhaei, M. (2015) Petrochemistry and tectonic setting of the Davarzan-Abbasabad Eocene Volcanic (DAEV) rocks, NE Iran. Mineralogy and Petrology 109(2): 235-252.

Ghasemi, H., Allahyari, S., Taheri, A. and Sadeghian, M. (2013) Stratigraphic position and analysis of rock texture volcanic volcano-sedimentary belt Abbas-Abad, northeast Shahrood. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches 29(1): 25- 42 (in Persian).

Ghasemi, H., Rostami, M and Sadeghian, M. (2018) Basic Magmatism in the extensional back-arc basin of the Lower-Middle Jurassic on the northern edge of Central Iran-South of eastern Alborz zones, Shahrood-Damghan. Scientific Quarterly Journal of Geological Survey of Iran 27(107): 123-136 (In Persian).

Ghasemi, H., Rostami, M., Sadeghian, M. and Kadkhodaye, F. (2016) Back- arc extensional magmatism in the Oligo-Miocene basin of the Central Iran. Scientific Quarterly Journal of Geological Survey of Iran, Geosciences 25(99): 239-253 (in Persian).

Ghasemi, H., Sadeghian, M., Khanalizadeh, A. and Tanha, A. (2010) Petrography, geochemistry and radiometric ages of high-silica adakitic domes of Neogene continental arc, south of Quchan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 3: 347-370 (in Persian).

Helz, R. T. (1973) Phase relationships of basalts in their melting range at pH2O = 5kb as a function of oxygen fugacity. Journal of Petrology 14: 249-302.

Jamshidi, K. (2105) Petrology, geochemistry and petrogenesis of adakitic domes of north of Bashtin, Sabzevar. Ph. D. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Semnan, Iran (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Miao, L. (2015a) U-Pb age dating and determination of source region composition of post-ophiolite adakitic domes of Sabzevar. Iranian Journal of Petrology 6(23): 121-138 (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Sadeghian, M. (2104) Petrology and geochemistry of the Sabzevar Post-ophiolitic high silica adakitic rocks. Iranian Journal of Petrology 5(17): 51-68 (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H., Troll, V. R., Sadeghian, M. and Dahren, B. (2015b) Magma storage and plumbing of adakite-type post-ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, northeast Iran. Solid Earth 6: 49–72.

Kazemi, Z., Ghasemi, H. and Mousivand, F. (2015) Late Cretaceous magmatism on the northern edge of central Iran, southeast of Sabzevar. 19th Conference Geological society of Iran, Tehran, Iran.

Khalatbari, M., Babaie, H. and Gani, M. (2013) Geochemical evidence for Late Cretaceous marginal arc-to-backarc transition in the Sabzevar ophiolitic extrusive sequence, northeast Iran. Journal of Asian Earth Sciences 70–71: 209–230.

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

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

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

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali – silica diagram. Journal of Petrology 27(3): 375 – 750.

Le Terrier, J., Maury, C.R., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth Planetory Science Letter 59: 139-154.

Lindenberg, H. G., Gorler, K. and Ibbeken, H. (1983) Stratigraphy, structur and orogenetic evolution of the Sabzevar zone the area of Oryan Khorasan, NE Iran. Geological Survey of Iran, Rep. 51.

Lindsley, D. H. (1983) Pyroxene thermometry. American Mineralogists 68: 477 - 493.

Maghfouri, S. (2012) Geology, Mineralogy, Geochemistry and Genesis of Cu Mineralization within Late Cretaceous Volcano-Sedimentary Sequence in Southwest of Sabzevar, with emphasis on the Nodeh Deposit. MSc thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).

Maghfouri, S., Rastad, E., Mousivand, F., Lin, Y. and Zaw, K. (2016) Geology, ore facies and sulfur isotopes geochemistry of the Nudeh Besshi-type volcanogenic massive sulfide deposit, southwest Sabzevar basin, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 125: 1-21.

Mehdipour, G. J. and Moazzen, M. (2015) geodynamic evolution of the Sanandaj-Sirjan zone, Zagros orogen, Iran. Turkish Journal of earth Sciences 24: 513-528.

Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid- ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology 56: 207-218.

Morimoto, N. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Canadian Mineralogist 27: 143-156.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica Cosmochimca Acta 38: 757-775.

Nasrabady, M., Rossetti, F., Theye, T., Vignaroli, G. (2011) Metamorphic history and geodynamic significance of the Early Cretaceous Sabzevar granulites (Sabzevar structural zone, NE Iran). Solid Earth 3: 477-526.

Nasrollahi, A. (2014) Mineralogy, geochemistry and genesis of manganese mineralization in Cretaceous volcano-sedimentary sequence in the southwest Sabzevar, with an emphasis on Nodeh manganese deposit. MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Noghreyan M. K. (1982) Evolution geochimique, mineralogique et structurale dùne edifice ophiolitique singulier: le massif de Sabzevar (partie central), NE de Iran, Ph. D. theses, University de Nancy, France.

Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G. and Jolivet, L. (2008) Arc magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: A new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos 106: 380-398.

Ozdemir, Y. and Güleç, N. (2014) Geological and geochemical evolution of the quaternary Süphan Stratovolcano, eastern Anatolia, Turkey: evidence for the lithosphere-Asthenosphere interaction in post-collisional volcanism. Journal of Petrology 55: 37-62.

Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y., Chu, C. H., Lee, H. Y. and Lo, C. H. (2013) Eocene–Oligocene post-collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Lithos 180–181: 234–251.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks (Ed. Thorpe, R. S.) 525-548. John Wiley & Sons, Chichester, UK.

Pearce, J. A. (1983) The role of subcontinental lithosphere in the magma genesis at destructive plate margin. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230–249. Natwich Shiva, UK.

Pearce, J. A., and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variation in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.

Pilger, A. (1971) Die zeitlich-tektonische Entwicklung der iranischen Gebirge. Clausthaler Geologischen Abhandlungen 8: 1–27.

Rolland, Y., Picard, C., Pecher, A., Lapierre, H., Bosch, D. and Keller, F. (2002) The Cretaceous Ladakh Arc of NW Himalaya – slab melting and melt – mantle interaction during fast northward drift of Indian Plate. Chemical Geology 182: 139-178.

Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. John Wiley & Sons Inc., New York, US.

Rossetti, F., Nasrabady, M., Vignaroli, G., Theye, T., Gerdes, A., Razavi, M. and Moin Vazir, H. (2010) Early Cretaceous migmatitic mafic granulites from the Sabzevar range (NE Iran): Implications for the closure of the Mesozoic peri -Tethyan oceans in central Iran. Terra Nova 22: 26-34.

Shabanian E., Acocella V., Gioncada A., Ghasemi H. and Bellier O. (2012) Structural control on volcanism in intraplate post collisional settings: Late Cenozoic to Quaternary examples of Iran and Eastern Turkey. Tectonics 31: 3013-3042.

Shafaii, H., Kheder, M., Arai, S., Stern, R., Ghorbani, G., Tamura, A. and Ottley, C. H. (2015) Arc-related harzburgite–dunite –chromitite complexes in the mantle section of the Sabzevar ophiolite, Iran: A model for formation of podiform chromitites. Gondwana Research 65–66.

Shojaat, B., Hassanipak, A. A., Mobasher, K. and Ghazi, A. M. (2003) Petrology, geochemistry and tectonics of the Sabzevar ophiolite, North Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 1053-1067.

Spies O., Lensch, G. and Mihm, A. (1983) Geochemistry of the post- ophiolitic tertiary volcanics between Sabzevar and Quchan (NW Iran). Geodynamic project (Geotraverse) in Iran. Geological Survey of Iran, Report No.: 51.

Stern, R. J. (2004) Subduction initiation: spontaneous and induced. Earth and Planetary Science Letters 226: 275- 292.

Stöcklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: The geology of continental margins (Eds. Burk, C. A. and Drake, C. L.) 873–887. Springer–Verlag, New York, US..

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

Taghizadeh, S. (2014) Mineralogy, geochemistry and genesis of the Zakeri Mn deposit, southwest of Sabzevar. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Tashi, M., Mossivand, F. and Ghasemi, H. (2014) Volcanogenic massive sulfide Cu-Ag mineralization in the Kharturan area, southeast of Shahrood. International Workshop on IWTOMA 2014, October12-16, Wuhan, China.

Tashi, M., Mousivand, F. and Ghasemi, H. (2016) The pattern occurrence of natural copper mineralization in volcanic rocks host copper-silver volcanogenic massive sulfide deposit, Southeast Shahrood. Iranian Journal of Geology 10(40): 89-105 (in Persian).

Tashi, M., Mousivand, F. and Ghasemi, H. (2017) Cu-Ag Besshi type volcanogenic massive sulfide mineralization in the Late Cretaceous volcano- sedimentary sequence: the case of Garmabe Paein deposit, southeast of Shahrood. Journal of Economic Geology 9(1): 213-233 (in Persian).

Thompson, R. N. (1974) Some high-pressure pyroxnenes. Mineralogical Magazine 39: 768-787.

Ustunisik, G., Kilinc, A. and Nielsen, R. (2014) New Insights into the Processes Controlling Compositional Zoning in Plagioclase. Lithos 3237.

Vaziri-Tabar, F. (1976) Geologie and petrographie der ophiolithe und ihrer vulcanosedimentaren Folgeprodukte im ostleil des Bergzugs nordlich Sabzevar Khorasan (Iran). Ph. D. thesis University of Saarbrucken, German.

Wilmsen, M., Fursich, F., Syed - Emami, K., Majidifard, M. and Taheri, J. (2009) The Cimmerian orogeny in northern Iran: tectono-stratigraphic evidence from the foreland. Terra Nova 21: 211–218.

Yoshihiko, G. and Nobutaka, T. (2004) Morphology and growth style of a Miocene submarine dacite lava dome at Atsumi, northeastern Japan. Journal of volcanology and Geothermal Research 134: 255-275.