زمین‏‌شیمی و سنگ‌زایی سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه در جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی (شمال‌باختری ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه لرستان، خرم آباد، ایران

2 گروه زمین شناسی، دانشگاه پیام نور، ایران

3 پژوهشکده علوم‌زمین، سازمان زمین‌شناسی کشور، تهران، ایران

4 دانشگاه محقق اردبیلی، اردبیل

چکیده

در شمال‌باختری ایران، جنوب - جنوب‌باختری شهرستان گرمی (استان اردبیل)، سنگ‌های آتشفشانی (آندزیت- آندزیت بازالتی) کرتاسه با روند شمال‏‌باختری– جنوب‌خاوری برون‌زد بزرگی دارند. این سنگ‏‌ها بیشتر بافت‏‌های پورفیری، هیالومیکرولیتی و گلومروپورفیری نشان می‌دهند. کانی فراوان در این سنگ‌ها پلاژیوکلاز است که به‌همراه آن، کانی‌های فرعی پیروکسن، آمفیبول قهوه‌ای و بیوتیت نیز دیده می‌شوند. ماگمای سازندة این سنگ‌ها سرشت کالک‌آلکالن دارد و هنگام بالاآمدن، فرایند جدایش بلوری را سپری کرده است. در نمودارهای عنکبوتی و عنصرهای خاکی نادر، فروافتادگی‌های عنصرهای Ta و Nb و غنی‌شدگی شاخص عنصرهای LILE و LREE وابستگی ماگمای نخستین سازندة این سنگ‌ها به پهنه‌‌های فرورانشی را نشان می‌دهند. پیدایش ماگمای نخستین این سنگ‌ها پیامد ذوب‌بخشی 20-30 درصدی خاستگاهی گوشته‌ای اسپینل- گارنت لرزولیت متاسوماتیسم‌شده در پی فرایندهای فرورانش است. سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه منطقه در پهنه کمان آتشفشانی فعال پدید آمده‌اند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and petrogenesis of Cretaceous volcanic rocks from the south and southwest of Germi city (Northwest of Iran)

نویسندگان [English]

  • Mohammad Mobashergermi 1
  • Mehraj Aghazadeh 2
  • monireh kheirkhah 3
  • Gholamreza Ahmadzadeh 4
1 Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran
2 Department of Geology, Payame Noor University, Iran
3 Research Institute for Earth Sciences, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran
4 Department of Geology, Faculty of Sciences, Mohaghegh Ardabili University, Ardabil, Iran
چکیده [English]

The Cretaceous volcanic rocks (Andesite and basaltic andesite) in the northwest of Iran, south - southwest of the Germi city (Ardabil province), have considerable outcrops with northwest - southeast trend. The textures in the studied rocks are porphyry, hyalomicrolitic and glomeroporphyry and the main mineral is plagioclase with pyroxene, brown amphibole and biotite as accessory minerals. The rocks under study have calc-alkaline nature and have been crystallized from a magma experienced fractional crystallization. In the primitive mantle normalized spider and chonderite normalized rare earth elements diagrams. The studied rocks are characterized by LREE and LILE enrichment and depletion in HFSE as well as spikes in Pb and Eu. The overall features are compatible with subduction-related. The Cretaceous volcanic rocks under study have been generated in an active continental margin.
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • volcanic rocks
  • Subduction
  • continental magmatic arc
  • spinel garnet lherzolite
  • Cretaceous
  • Germi
  • Talesh zone

در پهنه آتشفشانی شمال‌باختری ایران، سنگ‏‌های آتشفشانی در جنوب شهرستان گرمی و در فاصلة پهنه جنوبی دریای خزر (از سوی خاور)، پهنه ماگمایی ارومیه- دختر (از سوی باختر) و خط درز سوان آکرا (از سوی شمال) برون‌زد گسترش یافته‌اند. این منطقه بخشی از پهنه ماگمایی البرز باختری یا تالش است (Vincent et al., 2005).

پهنه تالش بخشی از پهنه کوهزایی عربی-اوراسیایی به‌شمار می‌رود. در این پهنه، ساختارهای تراستی و چین‌خوردگی‌های هلالی‌شکل به پهنه البرز در جنوب و قفقاز کوچک در شمال می‌رسند (Vincent et al., 2005). در حقیقت، پهنه تالش بخشی از پهنه البرز است که چون ویژگی‌های بی‌همتایی دارد، به‌صورت پهنه‌ای جداگانه رده‏‌بندی شده است (Allen et al., 2003). پهنه تالش در خاور با گسل باخترِ دریای خزر از پهنه خزر جدا می‌شود و باخترِ پهنه زمین‌درزِ پهنه افیولیتی الهیارلو و قفقاز کوچک نشان‌دهندة بخش باختری این پهنه است. این پهنه چین‌خورده و تراستی، به‌صورت هلالی‌شکل بوده و بیشتر دربردارندة سنگ‌های آتشفشانی و نهشته‌های تخریبی، آتشفشانی-رسوبی و آتشفشانی کرتاسه بالایی تا میوسن بالایی است که بیشتر آنها در پهنه دریایی کم‌ژرفا پدید آمده‌اند (Allen et al., 2003; Vincent et al., 2005). همچنین، همانند پهنه ماگمایی ارومیه-دختر، در پهنه تالش، به‌ویژه در آذربایجان و بخش خاوری آن، اوج ماگماتیسم در ائوسن تا الیگومیوسن بوده است (Vincent et al., 2005; Shafaii Moghadam and Shahbazi Shiran, 2010).

در کرتاسه، گسل‌های تالش، ارس، تبریز و آناتولی و پهنه‌های کششی، پهنه شمال ایران را به قفقاز بزرگ، قفقاز کوچک و میانی، البرز و شمال‌باختری ایران بخش‌بندی کرده‌اند (Kazmin and Tikhonova, 2006). پیدایش پهنه‌های کششی در زمان کرتاسه در شمال‌باختری ایران و قفقاز، پهنه‌های اقیانوسی کوچکی (مانند: پهنه‌های اقیانوسی در راستای پهنه بخیه الهیارلو-سوان-آکرا) را در این منطقه پدید آورده است (Berberian and King, 1981). ازاین‌رو، فرارانش پوسته اقیانوسی در راستای پهنه بخیه به‌صورت افیولیت ملانژهای الهیارلو-سوان-آکرا نمود پیدا کرده است (Berberian and King, 1981; Sosson et al., 2010).

در جنوب و جنوب‌باختری شهرستان گرمی، سنگ‌های آتشفشانی با گسترش چشمگیری رخنمون دارند. برپایه بررسی‌های چینه‌شناسی این سنگ‌ها به سن کرتاسه دانسته شده‌اند (نقشه‌های 1:100000 گرمی و لاهرود). این سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه با روند شمال‌باختری- جنوب‏‌خاوری دیده می‌شوند و روند آنها همانند افیولیت ملانژهای الهیارلو است. در این بررسی، ویژگی‌های زمین‌شناسی، سنگ‌شناختی، زمین‏‌شیمیایی و سنگ‌زایی این سنگ‌ها ارزیابی شده‌اند.

 

زمین‌شناسی منطقه

سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در جنوب و جنوب باختر گرمی (در منطقه برزند) و در استان اردبیل، میان طول‌های جغرافیایی خاوری ´39 º47 تا´51 º47 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ´49 º38 تا ´53 º38 رخنمون دارند (شکل 1). رخنمون‌ سنگ‌های آتشفشانیِ کرتاسه در نقشه‌های زمین‌شناسی با مقیاس‌های گوناگون (مانند: اهر، کلیبر، لاهرود و گرمی) گزارش شده است.


 

 

 

شکل 1- A) نقشه زمین‌شناسی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی (شمال‌باختری ایران) و جایگاه سنگ‌های آتشفشانی آن در برابر سنگ‌های افیولیت اللهیارلو (برگرفته از نقشه زمین‌شناسی چهارگوش لاهرود با مقیاس 100000/1؛ Babakhani and Khan Nazer, 1991)؛ B) بخشی از نقشه ساختاری ساده‌شده ایران و مناطق مجاور با محل زمین‌درز پهنه تتیس (برگرفته از: Ramezani and Tucker, 2003؛ با تغییر پس از: Vernant et al., 2004)

 

 

در نقشه‌های 1:100000 گرمی و لاهرود، رخنمون‌های فراوانی از سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه در منطقه جنوب و جنوب‌باختری شهرستان گرمی گزارش شده‌اند. سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در این مقاله بانام KV دربخش شمالی نقشه چهار گوش لاهرود شناخته می‌شوند. این نهشته‌های آتشفشانی با روند شمال‌باختری- جنوب‏‌خاوری در بخش‌های جنوبی و شمالی تاقدیس الهیارلو رخنمون دارند. در مرکز این تاقدیس، سنگ‌های ملانژ افیولیتی الهیارلو جای دارند (شکل 1). در مرکز تاقدیس گسل‌های فراوانی با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری و هم‌روند با محور تاقدیس دیده می‌شوند. نهشته‌های آتشفشانی کرتاسه از روستای مردان در شمال‌باختری تا روستای شرفه در جنوب‌خاوری و در محدوده‌ای به درازای 40 کیلومتر و پهنای 10 کیلومتر رخنمون دارند. در بخش‌های شمالی تاقدیس الهیارلو، رخنمون سنگ‌های آتشفشانی با فراوانی چشمگیری در برابر بخش جنوبی تاقدیس دیده می‌شوند (شکل 1). این نکته نشان می‌دهد فرایندهای زمین‌ساختی، گسترش اندک رخنمون‌های سنگی در بخش جنوبی تاقدیس را در پی داشته‌اند.

نهشته‌های آتشفشانی کرتاسه در منطقه بررسی‏‌شده، روی سنگ‌های رسوبی کرتاسه با ترکیب آهک تا آهک ماسه‌ای جای گرفته‌اند (شکل 2- A). ازاین‌رو، در نقشه زمین‌شناسی 1:100000 لاهرود (Babakhani and Khan Nazer, 1991)، نهشته‌های آتشفشانی به سن کرتاسه بالایی دانسته شده‌اند. در محل همبری این نهشته‌ها با سنگ‌های آتشفشانی، نشانه‌های پختگی دیده می‌شود. همچنین، در بخش‌هایی نیز ساخت پپریتی در محل همبری سنگ‌های آهکی ماسه‌ای و سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده دیده می‌شود. در پی رفتار گسل‌ها در بخش‌های گوناگون، وابستگی میان سنگ‌های آتشفشانی بالایی و سنگ‌های رسوبی زیرین زمین‌ساختی است. نهشته‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در بخش بالایی خود به نهشته‌های فلیش‌گونه پالئوسن می‌رسند (شکل‌های 1 و 2- B). نهشته‌های پالئوسن که با دگرشیبی، سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده را می‌پوشانند، دربردارندة تناوبی از ماسه‌سنگ، شیل، سیلت‌سنگ و آهک ماسه‌ای هستند. این نهشته‌ها ‌گاه کنگلومرا و میکروکنگلومرا دارند و نهشته‌های آذرآواری در بخش‌های زیرین آنها دیده می‌شود. ستبرای نهشته‌های فلیش‌گونه پالئوسن به بیش از 5000 متر می‌رسد.

 

 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از از سنگ‌های آتشفشانی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی (شمال‌باختری ایران). A) نمایی از جایگیری سنگ‌های آتشفشانی روی نهشته‌های رسوبی آهکی و آهک ماسه‏‌ای کرتاسه؛ B) واحد رسوبی فلیش‌گونه پالئوسن در بالای سنگ‌های آتشفشانی با تناوب ماسه سنگ، شیل و ماسه آهکی؛ C) نمایی از گدازه‌های ماسیو کرتاسه؛ D) نمایی از ساخت گدازه بالشی در سنگ‌های آتشفشانی


 

 

سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه ستبرای متغیر دارند و ستبرای آنها در بخش‌هایی به بیش از 500 متر نیز می‌رسد. این نهشته‌ها به‌صورت رخنمون‌هایی از سنگ‌های آتشفشانی ماسیو دیده می‌شوند (شکل 2- C). در بخش‌های زیرین و بالایی، میان‌لایه‌هایی از سنگ‌های رسوبی (عموماً آهک تبلوریافته) نیز درون آنها دیده می‌شوند. سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در رخنمون‌های سالم به‌رنگ خاکستری تا خاکستری-سبز دیده می‌شوند. این سنگ‌ها در بخش‌هایی ساخت گدازه بالشی دارند (شکل 2- D) و در بخش‌هایی نیز برشی شده‌اند. سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده آمیگدال‏‌های پرشده با کانی‌های ثانویه (مانند: کلریت، کلسیت، زئولیت و گهگاه سیلیس) دارند. فراوانی و اندازه آمیگدال‌ها به‌سوی بخش‌های بالایی توالی آتشفشانی بیشتر می‌شود. نهشته‌های آتشفشانی در بخش‌های بالایی توالی با سنگ‌های هیالوکلاستیک همراه هستند. ستبرای این نهشته‌ها در برابر گدازه‌های ماسیو ناچیز است.

 

روش انجام پژوهش

رخنمون‌های سنگ‌های آتشفشانی در منطقه بررسی‏‌شده نخست در صحرا ارزیابی شدند و شمار 40 نمونه از بخش‌های گوناگون آنها برداشت شد. سپس شمار 25 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‌شناختی از نمونه‌ها ساخته و با میکروسکوپ پلاریزان نوع الیمپوس بررسی‏ شد. از میان آنها، شمار 14 نمونه سالم و با کمترین دگرسانی برای تجزیه شیمیایی به روش XRF و ICP برگزیده شد. فراوانی اکسیدهای اصلی به روش ذوب قلیایی و انحلال اسیدی با دستگاه XRF مدل SRS-303 (ساخت شرکت زیمنس آلمان) با خطای 1% اندازه‌‌گیری شد. عنصرهای کمیاب به روش پلاسما جفتیده القایی، با دستگاه Agilent4500,Quadrapole که دتکتور Multi Module دارد تجزیه شدند. این دستگاه توانایی اندازه‌گیری 70 نمونه هم‌زمان با اسپکترومتر مدل JY70PLUS (ساخت کارخانه ژوبن ایون فرانسه) را دارد. همچنین، کالیبراسیون نخستین با استاندارهای محلول و کالیبراسیون ثانویه با استانداردهای خاک در آزمایشگاه Amdel (دانشگاه نیوسالت ولز کشور استرالیا) را نیز دارد. از نمودار Le Maitre (1976) و ضرایب 58/0 تا 62/0 برای جدا‏‌کردن آهن دو و سه ظرفیتی از آهن کل به روش Irvine و Baragar (1971) (رابطه‌های 1 و 2) و برای به‌دست‌آوردن ضریب اکسیداسیون بهره گرفته شد.

رابطه 1:

درصد ورنی Fe2O3 در سنگ = درصدوزنیTiO2 در سنگ +1.5

رابطه 2:

FeO = (Fe2O3* اعلام آزمایشگاه))) - (Fe2O3 ×0.899)

 

سنگ‏‌نگاری

سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در بررسی‌های ماکروسکوپی بارنگ خاکستری تا خاکستری تیره و سبز دیده می‌شوند و اندیس رنگی مزوکراتدارند. در بررسی‌های میکروسکوپی، نمونه‌های بررسی‏‌شده بافت عمومی پورفیری، گلومروپورفیریتیک و ‌گاه هیالومیکرولیتیک پورفیری (شکل 3- A) نشان می‌دهند. نمونه‌های بررسی‏‌شده نسبت‌های گوناگونی از پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول، بیوتیت و کانی‌های کدر و شیشه دارند (شکل 3- B). در ترکیب کانی‌شناسی این سنگ‌های آتشفشانی، پلاژیوکلاز و پیروکسن فراوان‌ترین کانی است و آمفیبول‌ و بیوتیت با فراوانیِ کمتری در مقاطع دیده می‌شوند.

 

 

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از سنگ‌های آتشفشانی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی (شمال‌باختری ایران). A) بافت گلومروپورفیریتیک در نمونه‌ آندزیت بازالتی؛ B) آمفیبول‌های اپاسیتی‌شده، بیوتیت، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در نمونه‌ آندزیتی؛ C) فنوکریست‌های پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی ترکیبی در نمونه‌ آندزیت بازالتی؛ D) بافت میکرو پورفیری با کانی‏‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن به‌همراه کانی‌های تیره در نمونه‌ آندزیت بازالتی؛ E) بافت گلومروپورفیریتیک با انباشتگی کلینوپیروکسن‏‌ها در نمونه‌ آندزیت بازالتی، XPL F) آمفیبول‌های اپاسیتی‌شده شکل‌دار در نمونه‌ آندزیتی (نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010) است)


 

 

کانی پلاژیوکلاز فراوانی بیش از 50 درصدحجمی دارد و بیشتر فنوکریست‌های آن شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار هستند. بزرگی فنوکریست‌های پلاژیوکلاز ‌گاه تا 2 میلیمتر و عموماً تا نزدیک به 1 میلیمتر می‌رسد. بلورهای پلاژیوکلاز ماکل پلی‌سینتتیک دارند و بیشترشان منطقه‏‌بندی ترکیب شیمیایی نشان می‌دهند (شکل 3- C). ترکیب بلورهای فنوکریست پلاژیوکلاز عموماً از نوع آندزین است؛‌ اما بلورهای میکرولیتی زمینه ترکیب سدیک‌تری را نشان می‌دهند. بلورهای پلاژیوکلاز ‌گاه سریسیتی و سوسوریتی شده‌اند. در پی دگرسانی، اپیدوت، کلسیت و سریسیت روی بلورهای پلاژیوکلاز رشد کرد‌ه‌اند.

کانی پیروکسن با فراوانی 15-10 درصدحجمی، دومین فنوکریست‌ مهم این سنگ‌های آتشفشانی است. در نمونه‌های با ترکیب آندزیت بازالتی، بلورهای پیروکسن فراوان‌تر هستند. این بلورها با بزرگی کمتر از 1 میلیمتر و به‌صورت شکل‌دار تا بی‌شکل دیده می‌شوند. این بلورها به‌صورت فنوکریست، میکروفنوکریست و در زمینه دیده می‌شوند. در این سنگ‌‌ها، گاه اجتماعی از بلورهای پیروکسن به‌صورت بافت گلومروپورفیری دیده می‌شود (شکل‌های 3-D و 3- E). بلورهای پیروکسن ترکیب عمومی اوژیت دارند. پیروکسن‌ها ‌گاه به‌صورت بخشی و یا کامل با کلسیت و کلریت و کانی‌های کدر جایگزین شده‌اند.

در بیشتر نمونه‌های بررسی‏‌شده، بلورهایی از آمفیبول‌های قهوه‌ای اپاسیتی دیده می‌شوند که فراوانی کمتر از 10 درصدحجمی را دارند (شکل 3- F). این بلورها ‌گاه با بلورهای بیوتیت اپاسیتی‌شده همراه هستند. بلورهای آمفیبول و بیوتیت به‌صورت شکل‌دار دیده می‌شوند و فرایند اپاسیتی‏‌شدن گاه همه بلور را در برگرفته است. فراوانی بلورهای آمفیبول و بیوتیت در نمونه‌های آندزیتی فراوان‏‌تر از نمونه‌های آندزیت بازالتی است.

همراه با بلورهای یادشده، بلورهایی نیز از کانی‌های آپاتیت، کانی‌های کدر نیز دیده می‌شوند. در بیشتر مقطع‌ها، این بلورها فراوانی کمتر از 2 درصدحجمی دارند؛ هر چند که در برخی مقطع‌ها، کانی‌های کدر فراوان‌ی بیشتر از تا 4 درصدحجمی دارند.

زمینه سنگ بیشتر از بلورهای میکرولیتی پلاژیوکلاز و همچنین، شیشه دویتره‌شده است. فرایند شیشه‌زدایی در بیشتر مقطع‌های بررسی‌شده رخ داده است و در پی این فرایند عموماً کلریت جایگزین شیشه شده است. در برخی بلورهای پلاژیوکلاز زمینه فرایند آلبیتی‏‌شدن رخ داده است.

 

زمین‏‌شیمی

برای نام‌گذاری شیمیایی سنگ‌ها، نمودار قلیایی کل- سیلیس (TAS) (شکل 4- A) به‌کار برده شد. نمونه‌های بررسی‏‌شده بیشتر در محدوده آندزیت و برخی نیز در محدوده آندزیت بازالتی جای دارند و نمونه‌ها سرشت ساب‌آلکالن دارند. نمونه‌های بررسی‏‌شده در نمودار رده‏‌بندی برپایه عنصرهای نامتحرک (Zr/TiO2 در برابر Nb/Y) بیشتر در محدوده آندزیت هستند (شکل 4- B). در رده‏‌بندیِ Hastie و همکاران (2007)، نمونه‌های بررسی‏‌شده بیشتر در محدوده آندزیت سری کالک‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 4- C). در نمودار Ce/Yb در برابر Ta/Yb در محدوده کالک‌آلکالن هستند (شکل 4- D).

میزان دامنه سیلیس در نمونه‌های بررسی‏‌شده از 54 تا 62 درصدوزنی است (جدول 1). میزان نسبت K2O/Na2O کم و برابر 3/0 تا 4/0 است. همچنین، میزان Mg# در نمونه‌های بررسی‏‌شده کم و از 3/0 تا 5/0 است و این نکته نشان‌ می‌دهد سنگ‌های بررسی‏‌شده از ماگمای نخستینی پدید نیامده‌اند و ماگمای مادر آنها تحول‌یافته بوده است.

برپایه محاسبه‌های انجام‌شده روی اکسیدهای اصلی، همه نمونه‌ها در نورم خود کوارتز (33/5 تا 33/12 درصد) و هیپرستن (87/7 تا 56/16 درصد) دارند (جدول 1) و در محدوده آندزیت‌های اشباع از سیلیس هستند. همچنین، در نمونه‌های یادشده، فراوانی دیوپسید نورماتیو از 0 تا 8/18 درصد است.

 

 

 

شکل 4- جایگاه سنگ‌های آتشفشانی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی (شمال‌باختری ایران) در: A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007)؛ D) نمودار Ta/Yb در برابر Ce/Yb (Pearce, 1982)


جدول 1- داده‌های تجزیه‏ XRF اکسیدهای اصلی (برپایه درصدوزنی با خطای 1%)، تجزیه ICP عنصرهای کمیاب (برپایه ppm) و ترکیب کانی‌شناسی نورم C.I.P.W. (برپایه تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی) برای سنگ‌های آتشفشانی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی (شمال‌باختری ایران)

Sample No.

And8

And4

And10

And1

And6

And5

And13

And7

And14

And11

And2

And3

And12

And9

SiO2

61.12

60.72

60.49

60.35

60.02

59.76

58.89

56.93

55.83

55.81

54.79

54.63

54.56

54.13

Al2O3

17.94

17.99

17.88

17.66

17.53

17.49

17.46

17.44

17.19

17.16

17.08

16.96

16.83

16.76

FeO

5.18

5.39

5.25

5.19

4.58

4.58

4.53

5.52

5.59

5.17

5.91

5.02

5.18

4.53

Fe2O3

1.45

1.36

1.34

1.30

1.28

1.28

1.27

1.27

1.25

1.25

1.22

1.22

1.21

1.13

CaO

4.98

5.82

6.17

7.04

7.37

7.47

7.49

7.88

7.98

8.44

8.58

8.61

8.69

9.85

MgO

1.14

1.17

1.11

1.26

1.37

1.49

1.59

1.81

1.97

2.01

2.11

2.19

2.21

2.48

Na2O

4.41

4.18

4.15

4.12

4.11

3.97

3.92

3.86

3.84

3.77

3.58

3.53

3.51

3.46

K2O

1.71

1.31

1.24

1.23

1.21

1.21

1.20

1.19

1.19

1.19

1.18

1.17

1.14

1.13

TiO2

0.38

0.52

0.53

0.54

0.58

0.59

0.61

0.62

0.63

0.63

0.66

0.74

0.77

0.91

MnO

0.08

0.08

0.08

0.09

0.11

0.11

0.12

0.12

0.12

0.12

0.12

0.13

0.13

0.14

P2O5

0.22

0.21

0.21

0.20

0.18

0.17

0.17

0.16

0.15

0.14

0.13

0.12

0.12

0.11

LOI

0.29

0.23

1.01

0.12

0.16

1.08

0.12

1.01

1.34

1.77

1.21

1.64

1.58

1.34

Total

98.90

98.98

99.46

99.10

98.50

99.20

97.37

97.81

97.08

97.46

98.33

97.08

97.03

97.12

Li

17.8

16.8

16.8

16.2

14.8

14.4

13.6

13.5

11.8

11.2

11

10.8

9.2

8.3

Be

1.1

1.1

1.1

1.1

1.7

1.4

1.6

1.2

1.4

1.8

1.6

1.4

1.2

1.5

Sc

5.9

6

6.2

6.7

6.8

7

7

7.4

7.6

8.1

8.9

9

9.2

9.5

V

69

81

76

83

61

95

68

90

103

105

113

113

119

124

Cr

87

102

106

107

109

119

120

121

122

129

129

134

139

145

Co

11.2

11.5

11.5

12.7

12.7

13.3

14.3

14.5

14.8

16

17.5

18.5

19.2

19.2

Ni

11

11

11

13

14

15

18

18

23

23

26

26

36

42

Zn

88.2

82.8

82.1

80.7

79.6

79.5

76.1

75.9

71.4

69.9

67.6

61

57.8

56.32

Rb

22

22

21

21

19

18

18

19

18

16

17

16

15

17

Sr

421

426

432

439

439

441

445

446

458

461

471

472

473

481

Y

11.1

11.2

11.4

11.6

11.7

12.2

12.3

12.6

12.7

12.9

13.1

13.2

13.4

13.5

Zr

162

151

146

141

138

133

129

126

119

118

114

114

109

101

Nb

2.1

2.3

2.4

2.6

3

3.3

3.6

3.9

4.2

4.2

4.3

4.4

4.5

4.8

Cs

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.5

0.5

0.5

0.5

0.4

0.4

0.4

0.3

0.3

Ba

304

291

288

287

261

244

243

210

182

174

172

169

164

123

La

12.4

13.3

13.6

13.7

13.8

13.9

14.2

14.3

14.4

14.5

14.6

14.8

14.9

15.3

Ce

22.1

25.3

25.6

26.1

26.1

26.8

27

27.8

27.8

28

28.2

28.6

28.8

29.3

Pr

3.69

3.79

4.19

4.19

4.49

4.69

4.89

4.99

4.99

5.19

5.19

5.29

5.49

5.69

Nd

11

11.1

11.2

12.4

12.5

13.8

15.1

15.2

15.5

15.5

16.1

16.2

16.6

16.7

Sm

2.2

2.4

2.5

2.5

2.5

2.6

2.7

2.8

2.9

3.1

3.1

3.2

3.3

3.4

Eu

1.18

1.18

1.26

1.26

1.27

1.28

1.28

1.28

1.29

1.36

1.38

1.42

1.48

1.48

Gd

2.4

2.6

2.6

2.7

2.7

2.8

2.8

2.9

2.9

3.2

3.2

3.3

3.4

3.5

Tb

0.31

0.34

0.36

0.37

0.37

0.38

0.39

0.41

0.42

0.43

0.46

0.47

0.49

0.51

Dy

1.81

1.97

1.97

1.97

2.07

2.07

2.17

2.17

2.26

2.29

2.37

2.44

2.68

2.71

Ho

0.32

0.36

0.37

0.39

0.4

0.4

0.42

0.47

0.48

0.48

0.49

0.5

0.5

0.51

Er

1.32

1.36

1.37

1.43

1.49

1.51

1.55

1.59

1.63

1.68

1.71

1.75

1.77

1.82

Tm

0.18

0.18

0.18

0.19

0.19

0.19

0.2

0.21

0.22

0.22

0.22

0.23

0.23

0.24

Yb

1.13

1.21

1.24

1.24

1.26

1.27

1.3

1.33

1.37

1.39

1.44

1.49

1.64

1.82

Lu

0.11

0.12

0.12

0.13

0.13

0.14

0.14

0.15

0.15

0.15

0.16

0.16

0.17

0.17

Hf

2.9

3.1

3.1

3.2

3.7

4

4.1

4.1

4.2

4.2

4.3

4.7

5

5.3

Ta

0.24

0.25

0.27

0.29

0.34

0.37

0.41

0.43

0.45

0.47

0.51

0.5

0.52

0.61

W

0.7

0.8

0.9

0.9

1.3

1.7

1.8

2.3

6.4

9.8

11.3

11.8

12.7

18.8

Pb

2.8

2.4

2.4

2.6

2.1

2.3

2.6

2.3

2.2

2.3

2.2

2.1

2.1

1.9

Th

4.8

4.7

4.7

4.7

4.6

4.5

4.2

4.2

4.1

4.1

4

3.4

3.2

3.1

U

1.51

1.28

1.26

1.23

1.22

1.21

1.19

1.17

1.09

0.98

0.94

0.93

0.91

0.81

 


جدول 1- ادامه

Sample No.

And8

And4

And10

And1

And6

And5

And13

And7

And14

And11

And2

And3

And12

And9

Na2O+K2O

6.12

5.49

5.39

5.35

5.32

5.18

5.12

5.05

5.03

4.96

4.76

4.7

4.65

4.59

K2O/Na2O

0.4

0.3

0.3

0.3

0.3

0.3

0.3

0.3

0.3

0.3

0.3

0.3

0.3

0.3

Mg#

0.47

0.45

0.45

0.44

0.46

0.47

0.34

0.36

0.37

0.36

0.35

0.35

0.35

0.35

Eu/Eu*

1.58

1.45

1.52

1.49

1.5

1.46

1.43

1.38

1.37

1.33

1.35

1.34

1.36

1.32

YbN

2.3

2.5

2.5

2.5

2.6

2.6

2.6

2.7

2.8

2.8

2.9

3

3.3

3.7

LaN/YbN

6.7

7.3

7.3

7.3

7.5

8.2

8.3

8.5

9.3

9.3

9.4

10.4

10.5

10.8

SmN/YbN

3.3

2.8

2.7

1.9

2.6

2.6

2.9

2.5

2.6

2.9

2.5

2.8

2.8

2.7

Ba/Nb

144.8

126.5

120

110.4

87

73.9

67.5

53.8

43.3

41.4

40

38.4

36.4

25.6

Ba/La

24.5

21.9

21.2

20.9

18.9

17.6

17.1

14.7

12.6

12

11.8

11.4

11

8

Zr/Y

14.6

13.5

12.8

12.2

11.8

10.9

10.5

10

9.4

9.1

8.7

8.6

8.1

7.5

La/Ta

52

53

50

47

41

38

35

33

32

31

29

30

29

25

Quartz

10.98

12.26

12.33

10.30

10.7

9.29

9.66

10.51

7.65

7.43

6.60

6.86

6.80

5.32

Plagioclase

60.77

62.24

62.21

60.85

60.75

60.21

60.24

58.15

61.72

61.12

60.40

60.08

59.71

58.90

Orthoclase

10.16

7.8

7.39

7.15

7.27

7.15

7.15

7.03

7.39

7.39

7.33

7.33

7.09

7.03

Diopside

0.00

0.00

2.41

7.65

6.53

9.77

8.31

10.71

11.11

12.75

13.10

13.36

13.88

18.80

Hypersthene

16.56

15.28

14.16

13.21

13.26

12.06

13.07

12.05

10.51

9.73

10.92

10.59

10.67

7.87

 

 

تغییر اکسیدهای عنصرهای اصلی در نمودارهای Harker (1909) (شکل 5) برای آندزیت‌های جنوب گرمی نشان می‏‌دهد با افزایش میزان SiO2 (13/54 تا 12/61 درصدوزنی)، روند تغییر اکسیدهای CaO، MgO و FeO کاهشی و روند اکسیدهای Na2O، Al2O3، K2O و P2O5 افزایشی است. این نکته نشان می‌دهد کانی‌های پیروکسن و آمفیبول و تیتانومگنتیت در فرایند جدایش بلوری مشارکت گسترده‌ای داشته‌اند.

 

 

 

شکل 5- تغییر اکسیدهای عنصرهای اصلی در برابر سیلیس در نمودارهای هارکر (Harker, 1909) برای سنگ‌های آتشفشانی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی (شمال‌باختری ایران)


 

 

در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته نخستین (Sun and MacDonough, 1989) (شکل 6- A)، نمونه‌ها آنومالی منفی شاخصی از عنصرهای Nb و Ta نشان می‌دهند. همچنین، در این نمودار نمونه‌های بررسی‏‌شده غنی‌شدگی از عنصرهای LILE نشان می‌دهند. افزون‌بر این، آنومالی مثبت از Pb نیز در الگوی نمونه‌های بررسی‏‌شده دیده می‌شود. همه این نکته‌ها نشان می‌دهند الگوی سنگ‌های بررسی‏‌شده در نمودارهای عنکبوتی با الگوی سنگ‌های پهنه‌های فرورانشی همانندی دارد. در نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت Nakamura (1979)، نمونه‌ها از عنصرهای LREE (در برابر HREE) غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 6- B).

 

 

شکل 6- سنگ‌های آتشفشانی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی در: A) نمودار عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته نخستین (Sun and McDonough, 1989)؛‌ B) نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Nakamora, 1979)

 

همچنین، نسبت LaN/YbN از 7/6 تا 8/10 است. در نمودارهای عنصرهای خاکی نادر، در روند عنصرهای MREE گودی دیده می‌شود. افزون‌بر این، نسبت SmN/YbN از 5/2 تا 3/3 در تغییر است. همچنین، در نمودارهای عنصرهای خاکی نادر در Eu/Eu* آنومالی مثبت دیده می‌شود و این نسبت در نمونه‌های بررسی‏‌شده از 3/1تا 6/1 است (جدول 1).

 

سنگ‌زایی

سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه بررسی‏‌شده در جنوب شهرستان گرمی ترکیب آندزیت بازالتی و آندزیتی و سرشت کالک‌آلکالن دارند (شکل‌های 3- D و 3- C). همان‌‌گونه‌‌که در بخش زمین‏‌شیمی نیز گفته شد، سنگ‌های بررسی‏‌شده از ماگمای نخستینی خاستگاه نگرفته‌اند و فرایندهای بعدی در تحول آنها دخالت داشته است. در نمودار پیشنهادیِ Esperanca و همکاران (1992)، نمونه‌های بررسی‏‌شده از روند تبلور بخشی ماگما پیروی می‌کنند و روند تبلور و آلایش را نشان نمی‌دهند (شکل 7- A). همان‌گونه‌که در بخش سنگ‏‌نگاری نیز گفته شد، در این سنگ‌ها کانی‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول از فراوان‌ترین فنوکریست‌های نمونه‌های بررسی‏‌شده هستند. همچنین، روندهای اکسیدهای اصلی در نمودارهای هارکر نشان‌دهندة غالب‏‌بودن تبلوربخشی کانی‌های پیروکسن و آمفیبول و کانی‌های اکسید آهن و تیتانیم هستند (شکل 5). همچنین، از تغییر استرانسیم و باریم برای شناسایی نشانه‌های تبلوربخشی به‌کار برده می‌شود (Arslan and Arsalan, 2006). نمودار تغییر استرانسیم در برابر باریم، تبلور و جدایش بلوری کانی‌های پیروکسن و آمفیبول و به مقدار کمتر پلاژیوکلاز از ماگما را نشان می‌دهد. بررسی‌های سنگ‏‌نگاری نیز نشان‌دهندة این نکته هستند (شکل 7- B).

 

 

شکل 7- سنگ‌های آتشفشانی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی در: A) نمودار K2O/Na2O در برابر Rb/Zr (Esperanca, 1992)؛ ‌B) نمودار Ba در برابر Sr (Arslan and Aslan, 2006)

 

 

در نمودار عنکبوتی بهنجارشده در برابر گوشته اولیه و نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (شکل 6)، نمونه‌های بررسی‏‌شده الگوهای غنی‌شدگی از عنصرهای LILE و تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE و غنی‌شدگی از عنصرهای LREE در برابر HREE نشان می‌دهند که این الگوها همانند سنگ‌های پهنه‌های فرورانشی است. همچنین، همانند الگوی سنگ‌های فرورانشی نمونه‌های بررسی‏‌شده آنومالی شاخص مثبتِ سرب نشان می‌دهند.

غنی‌شدگی از عنصرهای LILE و همچنین، LREE ویژگی ماگماهای برخاسته از گوشته غنی‌شده و پوسته قاره‌ای است. برپایه میزان عنصرهای سازگار و سیلیس سنگ‌های بررسی‏‌شده از ذوب مستقیم پوسته قاره‌ای پدید نمی‌آیند؛ پس خاستگاه ماگمای سنگ‌های بررسی‏‌شده از گوشته غنی‌شده از عنصرهای ناسازگار است.

تهی‌شدگی عنصرهای Nb و Ta در نمودار‌های عنکبوتی پیامد رخداد سنگ‌ها در پهنه‌های فرورانشی دانسته شده است (Wilson and Downes, 2006). ناهنجاری‌های مثبت عنصرهای Pb و Cs با نفوذ سیال‌های پوسته‌ای به درون ماگما و یا در پی متاسوماتیسم خاستگاه پدید می‌آیند (McDonald and Hawakesworth, 2001; Kamber et al., 2002). غنی‌شدگی از عنصرهای Ba، Rb، U، Th، Pb و Sr نیز به تحرک بالای این عنصرهای در پهنه‌های فرورانشی وابسته است (Peng et al., 2007; He et al., 2007).

عنصر Th در شناسایی نقش رسوب‌های فرورونده در سیستم‌های کمان ماگمایی ناشی از فرورانش اهمیت به‌سزایی دارد. نسبت‌های Th/Yb و Ta/Yb به فرایندهای جدایش بلورین یا ذوب‌بخشی وابسته نیستند؛ پس این نسبت‌ها  تغییر خاستگاه و یا آلودگی پوسته‌ای را نشان می‌دهند. در نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb، ماگماهای بازیک جداشده از گوشته سست‌کره‌ای، گوشته مورب تهی‌شده، پلوم سست‌کره‌ای یا گوشته سنگ‌کره‌ای غنی‌شده با مذاب‌های جداشده از سست‌کره‌، همه درون یا نزدیک منطقه آرایه گوشته‌ای جای می‌گیرند که با نسبت ثابت Th/Ta شناخته می‌شود. متاسوماتیسم ناحیه خاستگاه با فرایندهای فرورانش با غنی‌شدگی از Th در مقایسه با Ta شناخته می‌شود. در نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb، نمونه‌های بررسی‏‌شده مقدارهای بالایی از نسبت Th/Yb دارند و در محدوده مربوط به کمان‌های آتشفشانی جای دارند که گوشته آنها دچار فرایندهای فرورانشی متاسوماتیسم شده‌ است. همچنین، در این نمودار، نمونه‌های بررسی‏‌شده در محدوده سنگ‌های مربوط به کمان‌های قاره‌ای جای دارند (شکل 8- A).

 

 

 

شکل 8- سنگ‌های آتشفشانی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی در: A) نمودار نسبت Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1982) (بردارها و روندهای پدیدآمده با غنی‌شدگی در پی فرورانش ((S، آلودگی پوسته‌ای (C)، غنی‌شدگی درون‌صفحه‌ای (W) و تبلوربخشی (F) را نشان می‌دهند)؛ B) نمودار Nb/Th در برابر Rb/Sr (Furman and Graham, 1999)؛ C) نمودار نسبت Th/Zr در برابر Zr/Nb (He et al., 2007)؛‌ D) نمودار Sm در برابر Sm/Yb برای ارزیابی درصد ذوب گوشته‌ای (خط‌های پُررنگ نشان‌دهندة ترکیب مورب تهی‌شده یا DMM (McKenzie and O’Nions, 1991) و ترکیب گوشته اولیه یا PM (Sun and McDonough, 1989) هستند. ترکیب منحنی ذوب اسپینل (Ol 53 + Opx 27 + Cpx 17 + Sp 11) و گارنت پریدوتیت (Ol 60 + Opx 20 + Cpx10 + Gt 10) که بررسی ژرفا برپایه اثر نسبت‌های عنصرهای مشارکت‌کننده در ذوب خاستگاه را Aldanmaz و همکاران (2000) به این نمودار افزوده‌اند. شماره‌های روی خط، مقدار ذوب را نشان می‌دهند)


 

 

افزون‌بر این، غنی‌شدگی گوشته با نسبت La/Nb>1 نیز شناخته می‌شود (Aldanmaz, 2012). این نسبت در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده برابر 2/3 تا 7 بوده و نشان‌دهندة غنی‌شدگی در خاستگاه گوشته‌ای سنگ‏های بررسی‏‌شده است. در نمودارهای عادی شده در برابر گوشته اولیه، غنی‌شدگی از عنصرهای LREE و LILE در سنگ‌های بررسی‏‌شده نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای غنی‌شده از LILE و LREE است. فلوگوپیت و آمفیبول خاستگاه اصلیِ عنصرهای LILEs در گوشته سنگ‌کره‌ای هستند. در مقایسه با آمفیبول، فلوگوپیت ضریب توزیع بیشتری در برابر Ba و Rb دارد؛‌ اما ضریب توزیع کمی برای Sr نشان می‌دهد. همچنین، نسبت Nb/Th نشانه‌ای از سازگاری عنصر Nb در ترکیب آمفیبول در برابر فلوگوپیت است (Ionov et al., 1997). این عنصر تحرک کمی هنگام دگرسانی دارد؛ ‌ازاین‌رو، این نسبت برای بررسی نوع فاز پتاسیم‌دار در خاستگاه بسیار سودمند است. بر این پایه و همان‌گونه‌که در شکل 8- B دیده می‌شود، ماگمای نخستین سازندة نمونه‌های بررسی‏‌شده از گوشته‌ای فلوگوپیت‌دار خاستگاه گرفته‌ است. فلوگوپیت فاز آب‌داری است که عوامل فرورانشی در گوشته هنگام متاسوماتیسم گوشته آن را پدید آورده‌اند.

بخش‌های سازندة صفحه فرورو، ویژگی‌های ‏‌شیمیایی گوة گوشته‌ای بالای پهنه فرورانش را تغییر می‌دهند. این بخش‌ها دربردارندة نفوذ سیال‌های پدیدآمده در پی آب‌زدایی پوسته اقیانوسی (Turner et al., 1997)، آب‌زدایی رسوب‌های فرورونده (Class et al., 2000) و یا افزوده‏‌شدن مذاب‌هایی از رسوب‌های فرورونده (Munker, 2000) هستند. در نمودار Th/Zr در برابر Zr/Nb، الگوی پراکندگی نمونه‌ها نشان‌ می‌دهد مذاب‌های برخاسته از صفحه فرورو و رسوب‌های همراه آن،بیشترین تأثیر را در متاسوماتیسم گوة گوشته‌ای داشته‌اند (شکل 8- C).

برپایه ویژگی‌های عنصرهای خاکی نادر نوع خاستگاه و درصد ذوب‌بخشی ارزیابی و بررسی می‌شود. برای این کار، نمودار Sm در برابر Sm/Yb به‌کار برده شده است. همچنین، که در این نمودار دیده می‌شود نمونه‌های بررسی‏‌شده در محدوده گوشته لرزولیتی با فازهای اسپینل و گارنت جای دارند. همچنین، برپایه این نمودار درصد ذوب‌بخشی 30-20 درصد برآورد شده است (شکل 8- D). با برپایه این نکته، ماگمای سنگ‌های بررسی‏‌شده از گوشته اسپینل گارنت لرزولیتی و با درصد ذوب‌بخشی 20-30 درصد پدید آمده‌‌اند. حضور گارنت در خاستگاه با تهی‌شدگی عنصرهای HREE شناخته می‌شود. میانگین YbN در سنگ‌های منطقه 0/2 تا 8/2 است و مقدار YbN کمتر از 10 در نمونه‌ها، نشان‌دهندة بجاماندن گارنت در خاستگاه ماگماست (Morata et al., 2005; Guest et al., 2007). همان‌گونه‌که در نمودار عنصرهای خاکی نادر دیده شد (شکل 6)، نمونه‌های بررسی‏‌شده آنومالی مثبت Eu دارند و نسبت Eu/Eu* در این سنگ‌ها از 3/1 تا 6/1 است. این نکته گویای این است که پلاژیوکلاز فاز بجامانده در تفاله ذوب و خاستگاه نبوده است. این نکته با گوشته‌ اسپینل و گارنت‌دار همخوانی دارد.

پهنهزمین‌ساختیِ پیدایش ماگما

به باور Gill (1981)،‌نسبت Ba/Nb>28 نشان‏‌دهنده شاخص کمان‌های آتشفشانی مرتبط با فرورانش است و همچنین، نسبت Ba/Nb در کمان‏‌ها 64 تا 125 و در پشته‌های میان‌اقیانوسی کمتر از 8 است (Taylor and Martinez, 2003). همچنین، نسبت Ba/Nb بزرگ‌تر از 30 نشانة مذاب‌های پدیدآمده در گوة گوشته‌ای متاسوماتیم‌شده در بالای صفحه فرورو است (Hildreth and Moorbath, 1998). در آندزیت‌های جنوب شهرستان گرمی، اگرچه این نسبت تنها در یک نمونه برابر 6/25 است؛ اما عموماً این نسبت بیشتر از 30 بوده (میانگین: 1/72) است. همچنین، نسبت‌ 3Zr/Y> نشان‌دهندة ماگمای کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای است. این نسبت در نمونه‌های بررسی‏‌شده از 5/7 تا 6/14 بوده و با کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای همخوانی دارد. برپایه داده‌های بالا، سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه منطقه بررسی‏‌شده به کمان آتشفشانی در پهنه فرورانش وابستگی نشان می‌دهند. میانگین نسبت Ba/La در آندزیت‌های جنوب گرمی 5/17 است. این نسبت در N-MORB برابر 4 تا 10، برای E-MORB و بیشتر بازالت‌های درون‌صفحه‌ای برابر 10 تا 15 و برای سنگ‌های آتشفشانی مرز صفحه‌های همگرا بیش از 15 است (Wood, 1980). مقدار این نسبت در سنگ‌های بررسی‏‌شده بیشتر از مقدار آن در پهنه‌های کششی و پشت کمان است (MacDonald et al., 2001). همچنین، میانگین نسبت La/Ta در سنگ‌های منطقه 38 و در بازه 32 تا 75 (همانند کمان‌های آتشفشانی) است (Trumbull et al., 1999). برای شناسایی محیط پیدایش سنگه‌ای منطقه، نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf به‌کار برده شد. این نمودار نشان می‌دهد نمونه‌ها در پهنه مرز قاره‌ای پدید آمده‌اند (شکل 9- A). در نمودار Y در برابر Th/Ta، همه نمونه‌ها در محدوده مرتبط با کمان مرز فعال قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل 9- B).

در نمودار Hf/3-Th-Ta، نمونه‌های بررسی‏‌شده در محدوده سنگ‌های کالک‌آلکالنِ پهنه‌های کمانی جای می‌گیرند (شکل 9- C). این نمودار برای شناسایی سنگ‌های مافیک و حد واسط گوناگون در پهنه‌های آتشفشانی کاربرد دارد. در پهنه‌های کمان آتشفشانی، متاسوماتیسم گوة گوشته‌ای در پی فرورانش روی می‌دهد و مقدار Th در گوشته و ماگمای پدیدآمده افزایش می‌یابد. ازاین‌رو، این سنگ‌ها به‌سوی قطب Th و دور از قطب Ta رسم می‌شوند. همچنین، در نمودار Y/15-Nb/8-La/10، نمونه‌های سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در محدوده پیشنهاد شده برای سنگ‌های کمان آتشفشانی جای دارند (شکل 9- D).

منطقه بررسی‏‌شده بخشی از فرایند کوهزادی در پی همگرایی صفحه‌های عربی- اوراسیایی است. در پی همگرایی صفحه‌های عربی- اوراسیایی، فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به‌سوی شمال و زیر صفحه ایران و رویداد ماگماتیسم هم‌زمان با فرورانش، برخوردی و پسابرخوردی روی داده است. در شمال‌باختری ایران و قفقاز کوچک، ماگماتیسم وابسته به فرورانش از ژوراسیک آغاز شده است (Moritz et al., 2016). هر چند که در کرتاسه، ماگماتیسم وابسته به فرورانش در منطقه ارسباران و پهنه تالش نمود بیشتری دارد؛ اما در بخش‌هایی از این پهنه‌ها (مانند: شمال معدن سونگون و در کنار رودخانه ارس) سنگ‌های آتشفشانی ژوراسیک نیز گزارش شده‌اند (Mehrpartou, 1992). این در حالی است که ولکانیسم کرتاسه در منطقه ارسباران در پهنه‌ای زیردریایی و در بخش‌های گوناگون این پهنه و در راستای شمال‌باختری-جنوب‌خاوری رخ داده است. همان‌گونه‌که دربارة شکل‌های 8 و 9 نیز گفته شد، ماگماتیسم کرتاسه در منطقه جنوب گرمی در پهنه کمان آتشفشانی و در ارتباط با گوشته متاسوماتیسم‌شده رخ داده است. در منطقه ارسباران، گوشته در مزوزوییک پایانی دچار فرایندهای فرورانشی شده است. ولکانیسم وابسته به فرورانش در منطقه از ژوراسیک آغاز شده است و در کرتاسه در کل منطقه ارسباران دیده می‌شود. همچنین، در کرتاسه، سیستم کششی در این منطقه، پیدایش ماگماتیسم منطقه ارسباران را در پی داشته است. در منطقه ارسباران، پیدایش گوشته متاسوماتیسم‌شده در پی فرورانش، با فرورانش اقیانوس تتیسی در منطقه وابستگی دارد.

 

 

 

 

شکل 9- سنگ‌های آتشفشانی جنوب و جنوب‏‌باختری شهرستان گرمی در محدوده: A) حاشیه فعال قاره‌ای در نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf (Gorton and Schandle, 2000)؛‌ B) حاشیه فعال قاره‌ای در نمودار Yb در برابر نسبت Th/Ta (Schandle and Gorton, 2002)؛ (C سنگ‌های کالک‌آلکالن کمان آتشفشانی در نمودار Th-Hf/3-Ta (Wood, 1980)؛‌ D) سنگ‌های کالک‌آلکالن کمان آتشفشانی در نمودار Y/15-Nb/8-La/10 (Cabonis and Lacolle, 1989)

 

 

نتیجه‌گیری

در شمال‌باختری ایران، جنوب و جنوب‌باختری شهرستان گرمی، مجموعه‌ای از سنگ‌های آتشفشانی آندزیتی تا آندزیت بازالتی به سن کرتاسه رخنمون دارند. در بررسی‌های میکروسکوپی، نمونه‌های مزوکرات بررسی‏‌شده بافت عمومی گلومروپورفیریتیک و هیالومیکرولیتی دارند. این سنگ‌ها بیشتر دربردارندة کانی‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول‌های قهوه‌ای با حاشیه اپاسیتی‌شده و بیوتیت هستند.

سنگ‌های بررسی‏‌شده سرشت کالک‌آلکالن دارند. در نمودارهای عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت و در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه، این سنگ‌ها از عنصرهای LREE و LILE غنی‌شدگی و از عنصرهای HFSE تهی‌شدگی نشان می‌دهند. همچنین، نمونه‌های بررسی‏‌شده آنومالی مثبتِ Pb و Eu نشان می‌دهند. ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی دیده‌شده در نمونه‌های بررسی‏‌شده نشان‌دهندة پیدایش آنها در پهنه وابسته به فرورانش است. این نکته در نمودار‌های شناسایی پهنه زمین‌ساختی نیز دیده شد و در آنها سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه محدوده بررسی‏‌شده در گسترة ترکیبی سنگ‌های پهنه کمان آتشفشانی قاره‌ای جای گرفتند. ماگمای نخستین سنگ‌های آتشفشانی از ذوب‌بخشی گوشته اسپینل گارنت لرزولیتی فلوگوپیت‌دار و متاسوماتیسم‌شده با عوامل فرورانش با درصد ذوب‌بخشی 20-30 درصد پدید آمده است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از پیشنهادهای ارزشمند داوران گرامی مجله سپاس‌گزاری می‏کنند.

Aldanmaz, E. (2012) Trace element geochemistry of primary mantle minerals in spinel-peridotites from polygenetic MOR SSZ suites of SW Turkey: constraints from an LA-ICP-MS study and implications for mantle metasomatism. Geological Journal 47: 59–76.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirwall M. F. and Mitchell J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102:67-95.

Allen, M. B., Ghassemi, M. R., Shahrabi, M. and Qorashi, M. (2003) Accommodation of the late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, northern Iran. Journal of Structural Geology 25: 659-672.

Arslan, M and Aslan, Z. (2006) Mineralogy, petrology and whole-rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 27: 177-193.

Babakhani, A. R. and Khan Nazer, N. H. (1991) Geological Quadrangle Map and report 1:100000 of Lahrud, No.5567. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (In Persian).

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

Cabanis, B., and Lecolle, M. (1989) Le diagramme La/10-Y/15-Nb/8: un outil pour la discrimination des series volcaniques et la mise en evidence des processus de melange et/ou de contamination crustale. Comptes Rendus de l'Académie des Sciences– Series 2(309): 2023-2029.

Class, C., Miller, D., M., Goldstein, S. L. and Langmuir, C. H. (2000) Distinguishing melt and fluid subduction components in Umnak Volcanism, Aleutian Arc. Geochemistry Geophysics Geosystems 1(6): 1004.

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

Esperanca, S., Crisci, M., de Rosa, R. and Mazzuli, R. (1992) The role of the crust in the magmatic evolution of the island Lipari (Aeolian Islands, Italy). Contributions to Mineralogy and Petrology 112: 450-462.

Furman, T. and Graham, D. (1999) Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: geochemical evidence from the Kilvu volcanic province. Lithos 48: 237-262.

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York, US.

Gorton, M. P. and Schandl, E. S. (2000) Form continents to island arcs: a geochemical index of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. The Canadian Mineralogist 38(5): 1065-1073.

Guest, B., Horton, B. K., Axen, G. J., Hassanzadeh, J. and McIntosh, W. C. (2007) Middle to late Cenozoic basin evolution in the western Alborz Mountains: implications for the onset of collisional deformation in northern Iran Tectonics. Journal of Asian Earth Sciences 4(25): 26-27.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen and Co., London, UK.

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48(12): 2341-2357.

He, Y., Zhao G., Sun M. and Wilde S. A. (2007) Geochemistry, isotope systematics and petrogenesis of the volcanic rocks in the Zongtiao mountain: An alternative interpretation for the evolution of the southern margin of the North China craton. Lithos 102:158-178.

Hildreth, W. and Moorbath, S. (1988) Crustal contributions to arc magmatism in the Andes of Central Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology,98: 455–489.

Ionov, D. A. and Hofmann, A. W. (1997) Nb-Ta rich mantle amphiboles and micas: implication for subduction-related metasomatic trace element fractionations. Earth and Planetary Science Letters 131: 341- 356.

Irvin, T. N. and Baragar, W. R. (1971). A guide to the chemical classification of the common igneous rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523–548.

Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38–56.

Kazmin, V. G. and Tikhonova, N. F. (2006) Late Cretaceous–Eocene Marginal Seas in the Black Sea–Caspian Region: Paleotectonic Reconstructions. Geotectonics 40(3): 169–182.

Macdonald, R., Hawkesworth, C. J. and Heath, E. (2001) The Lesser Antilles volcanic chain: a study in arc magmatism. Earth Science Reviews 49: 1-76.

McKenzie, D. and O’Nions, R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth element concentrations. Journal of Petrology 32:1021-1091.

Mehrpartou, M., Aminifazl. A., Radfar, J. (1992) Geological map of Varzeghan 1:100,000 series. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarz, M. (2005) The bandurrias gabbro: Late Oligocene alkaline magmatism in the patagonian cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18:147-162.

Moritz, R., Rezeau, H., Ovtcharova, H., Tayan, R., Melkonyan, R., Hovakimyan, S., Ramazanov, V., Selby, D., Ulianov,A., Chiaradia, M. and Putlitz, B. (2016) Long-Lived, Stationary Magmatism and Pulsed Porphyry Systems during Tethyan Subduction to Post-Collision Evolution in the Southernmost Lesser Caucasus, Armenia and Nakhitchevan. Gondwana Research 37: 465-503.

Munker, C. (2000) The isotope and trace element budget of the Cambrian Devil River System, New Zealand: Identification of four source components. Journal of Petrology 41: 759-788.

Nakamura, N. (1979) Determination of REE, Ba, Fe, Mg,Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.

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.

Peng, T., Wang Y., Zhao G., Fan W. and Peng B. (2007) Arc-like volcanic rocks from the southern Lancangjiang zone, SW China: Geochronological and geochemical constraints on their petrogenesis and tectonic implication. Lithos 102: 358- 373.

Ramezani, J., and Tucker, R. (2003) The Saghand region, Central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science 303: 622–665.

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Appplication of high field strength elements to discriminate tectonic setting in VMS environments. Economic Geology 97(3): 629-642.

Shafaii Moghadam, M. H. and Shahbazi Shiran S. H. (2010) Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks from the northern part of the Lahrud region (Ardabil): An example of shoshonitic occurrence in northwestern Iran. Iranian Journal of Petrology 1(4): 16-31 (In Persian).

Sosson, M., Rolland, Y., Muller, C., Danelian, T., Melkonyan, R., Kekelia, S., Adamia, S., Babazadeh, V., Kangarli, T., Avagyan, A., Galoyan, G. and Mosar, J. (2010) Subductions, obduction and collision in the Lesser Caucasus (Armenia, Azerbaijan, Georgia), new insights. Geological Society, London, UK.

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

Taylor, B. and Martinez, F. (2003) Back-arc basin basalt systematics. Earth and Planetary Science Letters 210: 81–497.

Trumbull, R. B., Wittenbrink, R., Hahne, K., Emmermann, R., Busch, W., Gerstenberger, H. and Siebel, W. (1999) Evidence for Late Miocene to Recent contamination of arc andesites by crustal melts in the Chilean Andes (25-26°S) and its geodynamic implications. Journal of South American Earth Science 12: 135-155.

Turner, S., Hawkesworth, C., Rogers, N., Bartlett, J., Worthington, T., Hergt, J., Pearce, J. and Smith, I. (1997) U-Th disequilibrium, magma petrogenesis, and flux rates beneath the depleted Tonga-Kermadec island arc. Geochimica et Cosmochimica Acta 61: 4855-4884.

Vernant, P. H., Nilforoushan, F., Chery, J., Bayer, R., Djamour, Y., Masson, F., Nankali, H., Ritz, J., Sedighi, M. and Tavakoli, F. (2004) Deciphering oblique shortening of central Alborz in Iran using geodetic data. Earth and Planetary Science Letters 223: 177–185.

Vincent, S., Allen, M., Ismail-Zadeh, A., Flecker, R., Foland, K. and Simmons, M. (2005) Insights from the Talysh of Azerbaijan into the Paleogene evolution of the South Caspian region. Geological Society of America Bulletin 117(12): 1513-1533.