شواهدی از شکل‌گیری پوسته پرکامبرین در کمپلکس تکاب، شمال غرب ایران (مروری)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

دانشیار گروه زمین شناسی دانشکده علوم دانشگاه شهید چمران هواز . اهواز . ایران

چکیده

سنگ‌های پرکامبرین کمپلکس تکاب، در شمال‌غرب ایران رخنمون دارند و شامل تنوعی از سنگ‌های دگرگونی و آذرین از جمله شیست‌های رسی، گنیس‌ها، اولترامافیک‌های دگرگون شده، آمفیبولیت‌ها و گرانیتوئیدها می‌باشند. کمپلکس تکاب از لحاظ خصوصیات زمین‌شناسی بخشی از زون ایران مرکزی می‌باشد، بطوریکه از نظر چینه شناسی، سنی و شرایط دگرگونی دارای شباهت‌های نزدیکی با این زون است. شرایط دگرگونی سنگ‌های رسی و اولترامافیک‌های دگرگون شده‌ی این کمپلکس، ویژگی‌های نوارهای کوهزایی را دارد و از طرفی سنگ مادر گنیس‌ها و سنگ‌های رسی دگرگون شده از نظر ژئوشیمیایی مرتبط با قوس‌های ماگمایی است. همه این خصوصیات و وجود یک زون تصادمی قدیمی به همراه سنگ‌های دگرگونی درجه بالا بیانگر این است که شکل‌گیری پی‌سنگ پرکامبرین تکاب در طی یک پوسته‌زایی از نوع جزایر قوسی بوده است. این کمپلکس متعلق به سیستم کوهزایی بزرگ نئوپروتروزوئیک-پالئوزوئیک پیشین است که در حاشیه پروتو- تتیس ابر قاره گندوانا فعال بوده و حداقل از حاشیه سپر عربی تا حاشیه هیمالیا شبه قاره هند گسترش دارد‌.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Evidences for formation of the Precambrian crust in the Takab complex, northwest Iran (review)

نویسنده [English]

  • Adel Saki
Assistant professor, Department of Geology, Faculty of sciences, University of Shahid Chamran Ahvaz, Ahvaz, Iran
چکیده [English]

The Takab Precambrian rocks with a variety of metamorphic and igneous rocks including pelitic schists, gneiss, meta-ultramafic, amphibolites, calc-silicate and granitoids crop out in the northwest of Iran. In the context of the structural subdivisions of Iran, the Takab Complex has been assigned to the Central Iran Zones; it seems to have more affinities to this zone from the viewpoint of stratigraphy, lithology and age data. P-T conditions of metapelitic and meta-ultramafic rocks attributed to the most orogenic belts, in the other hand geochemical studies of metapelitic and gneiss protolith is related to magmatic arc tectonic setting. All these characteristics and the presence of paleo-suture zones and ophiolitic rocks around the high grade metamorphic rocks suggest an island-arc type cratonization formed the Takab Precambrian basement. This complex belonged to a greater late Neoproterozoic-early Paleozoic orogenic system that was active along the Proto-Tethyan margin of the Gondwanaland supercontinent, extending at least from its Arabian margin to the Himalayan margin of the Indian subcontinent.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Precambrian rocks
  • Proto-Tethyan
  • Gondwana
  • Takab Complex
  • Central Iran Zones

پوستة قاره‏‌ای ایران در دوران پرکامبرین در پی کوهزایی پان‌آفریکن دگرگون و گرانیتی شده و سرانجام گسل خورده است (Stӧcklin, 1968, 1974). برخی پژوهشگران (Jamshidi Badr et al., 2013; Nutman et al., 2014; Shakerardakani et al., 2015; Brown and Coleman, 1972; Frisch and Al-Shanti, 1977) فاز کوهزایی پان آفریکن در ایران را دوره‏‌ای از برخورد قاره‏‌ها (نزدیک‌به 550 تا 600 میلیون سال پیش) دانسته‌اند. در بیشتر ایران، سنگ‎هاى پرکامبرین دربردارندة سنگ‎هاى رسوبى- آذرین دگرگون‌شده و یا نادگرگونى با خاستگاه قاره‎اى‌اند. پژوهش‎هاى زمین‎شناسى در ناحیة انارک نشان می‎دهند در این ناحیه و شاید در برخی بخش‌های دیگر، مجموعه‎هاى افیولیتى با خاستگاه اقیانوسى رخنمون دارند که چه‌بسا به سن پرکامبرین باشند (Haghipour, 1974). افزون‌بر دو نوع پوستة قاره‎اى و اقیانوسى، توده‎هاى نفوذى آذرین و هم‌ارز‎هاى بیرونی آنها را که هم‎زمان با سخت‌شدن پی‎سنگ و یا پس از آن پدید آمده‎اند، نوع سوم سنگ‎هاى پرکامبرین ایران دانسته می‌شوند. بدینگونه سنگ‎هاى پرکامبرین ایران به سه دستة بزرگ با سه خاستگاه متفاوت رده‌بندی می‌شوند:

الف) پوسته‎هاى اقیانوسى؛

ب)پوسته‎هاى قاره‎اى که شاید دگرگون (کهن‌تر) و یا نادگرگون (جدیدتر) باشد؛

پ) سنگ‎هاى ماگمایى درونى و بیرونی.

سنگ‏‌های دگرگونی پی‌سنگ به‌ندرت رخنمون دارند (Nabavi, 1976; Berberian, 1976)؛ اما سنگ‏‌های با سن پرکامبرین در بخش‌هایی از ایران (مانند: ایران‏‌مرکزی، زنجان (کمپلکس تکاب)، گرگان، گلپایگان، بردسکن، بیارجمند و ... ) دیده می‏‌شوند (شکل 1؛ Nadimi, 2007).

بخش بزرگی از دگرگونی‎های ایران‏‌مرکزی، پوسته‎های قاره‎ای پرکامبرین هستند که هم در زمان پیش از پرکامبرین پسین و هم در زمان‎های پس از آن دگرگون شده‎اند؛ اما گمان می‌رود کهن‎ترین سنگ‎های البرز ردیف‎های شیلی، توفی، ماسه‎سنگی سبز رنگ «سازند کهر» با سن نوپروتروزوییک هستند و چندان هم دگرگون نیستند. در کوه‎های زاگرس، پی‎سنگ پرکامبرین رخنمون ندارد و تنها در بخش‌هایی از جنوب ایران با گنبدهای نمکی به سطح آورده شده‏‌اند؛ اما بودن یک پی‎سنگ دگرگونی در این کوه‎ها حتمی است.

 

 

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی ایران که واحدهای اصلی زمین‏‌ساختی و زمین‏‌شناسی را نشان داده است. منطقة بررسی‌شده در پهنة ایران‏‌مرکزی جای دارد (رخنمون سنگ‏‌های پرکامبرین روی نقشه شماره‌گذاری شده است: 1: زنجان (تکاب)؛ 2: موته؛ 3: گلپایگان؛ 4: پشت‌بادام؛ 5: چاپدونی؛ 6: بافق؛ 7: کرج؛ 8: گرگان و ...؛ Nadimi،  2007)

 

ساغند، پشت‎بادام، باختر زنجان، تکاب، ارومیه، مهاباد، مریوان، جندق، فردوس، ترود، اسفندقه، حاجی‎آباد و بردسکن بخش‎هایی از ایران‏‌مرکزی هستند که دگرگونی‎های پرکامبرین در آنها گزارش شده‎‌اند؛ اما در بسیاری از حالت‌ها، نه سنگ و نه فرایند دگرگونی، هیچ‌کدام به سن پرکامبرین نیستند. از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، کمپلکس تکاب از سنگ‏‌های دگرگونی مانند سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده (متاپلیت‏‌ها)، متابازیت‏‌ها، سرپانتینیت‏‌ها، متادیوریت‏‌ها، کالک‏‌سیلیکات‏‌ها، گنیس‏‌ها و سنگ‏‌های آذرین گوناگون ساخته شده‏‌ است.

جایگاه زمین‏‌شناسی عمومی

فلات ایران دربردارندة چندین خردقاره‏‌ است که در محل پهنه‏‌های برخوردی کهن با هم چین خورده و به هم پیوسته‌‏‌اند. مرز این خردقاره‌ها معمولاً با گسل‏‌های اصلی شناخته می‏‌شود. هر خردقاره‏‌ ویژگی‏‌های دگرگونی، آذرین، رسوبی و چینه‌شناسی متفاوتی دارد (شکل 1)؛ یکی از این خردقاره‌ها پهنة ایران‏‌مرکزی است که در هنگام فاز کوهزایی پان‌آفریکن دگرگون و گسله شده است و گرانیت‏‌ها در آن نفوذ کرده‌اند (Ramezani and Tucker, 2003). در این‌باره دیدگاه‌های دیگری، متفاوت از این دیدگاه پیشنهاد شده‌اند. برای نمونه، به‌باور Hassanzadeh و همکاران (2008)، ایران جایگاه پِرِگندوانایی داشته است و جایگاه جغرافیایی آن دورتر از آن بوده است که دچار فاز کوهزایی پان‌آفریکن شده باشد. از دیدگاه جغرافیایی، کمپلکس تکاب در استان‏‌های زنجان و آذربایجان غربی، میان شهرهای ماهنشان و تکاب و میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری ΄07°48 تا ΄15°47 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ΄30°36 تا ΄00°37 جای دارد (شکل 2).

برپایة پهنه‌بندی‏‌های ساختاری ایران، به‌دست زمین‏‌شناسان گوناگون، کمپلکس تکاب بخشی از پهنه‏‌های زمین‏‌شناسی گوناگونی دانسته شده است؛ برای نمونه، بخشی از پهنة ایران‏‌مرکزی (Berberian and King, 1981; Nabavi, 1976)، پهنة سلطانیه- میشو (Eftekhar-Nezhad, 1978)، پهنة البرز- آذربایجان و سنندج- سیرجان (Babakhani and Ghalamghash, 1990). اگرچه کمپلکس روند عمومی شمال‌باختری- جنوب‏خاوری دارد و به‌گونة خاصی با پهنة سنندج- سیرجان مرتبط است، از دیدگاه ویژگی‌های زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی گمان می‌رود بیشترین شباهت را با پهنة ایران‏‌مرکزی دارد. به‌تازگی Nadimi (2007) کمپلکس تکاب را بخشی از پهنة ایران‏‌مرکزی دانسته است (شکل 1). برپایة نقشة زمین‏‌شناسی ایران (Stӧcklin and Setudenia, 1972; Shahabpour, 2005)، منطقه بررسی‌شده در پهنة ایران‏‌مرکزی جای دارد. سنگ‏‌های دگرگونی در راستای گسل قینرچه- چارتاق (با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری) روی سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی الیگو- میوسن رانده شده‏‌اند (شکل 2)؛ اما آنها به‌صورت دگرشیب با سنگ‏‌های ترشیری پوشیده شده‏‌اند (Babakhani and Ghalamgash, 1990). داده‏‌های K-Ar به‏‌دست‏‌آمده از شیست‏‌های آهکی در منطقه زره شوران (Mehrabi et al., 1999)، داده‏‌های U-Th/He آپاتیت از منطقه ماهنشان و داده‏‌های Ar-Ar مسکوویت‌شیست‏‌ها (Gilg et al., 2006) بالا‌آمدن پرشتاب (rapid exhumation) سنگ‏‌های پی‏‌سنگ تا میوسن پیشین را نشان می‏‌دهد (20 میلیون سال پیش). از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، کمپلکس تکاب از سنگ‏‌های دگرگونی مانند سنگ‏‌های رسی دگرگون شده (متاپلیت‏‌ها)، متابازیت‏‌ها، سرپانتینیت‏‌ها، متادیوریت‏‌ها، کالک‏‌سیلیکات‏‌ها، گنیس‏‌ها و سنگ‏‌های آذرین مختلف ساخته شده‏‌ است. بیشتر سنگ‏‌ها، مگر برخی گرانیتوییدهای پس از فرایندهای زمین‏‌ساختیِ منطقه، دچار دگرریختی و دگرگونی شده‏‌اند.

برونزد پی‌سنگ پرکامبرین در ایران: سنگ‌شناسی پرکامبرین در ایران‏‌مرکزی دربردارندة توالی ستبری (نزدیک‌به ده‎هزار متر) از سنگ‎های دگرگونی درجه بالا و یا کم دگرگونی است. Haghipour (1974) برپایة فرایندهای دگرگونی، سنگ رخساره و همچنین، جایگاه چینــه‎شناسی، آنها را به چهار واحد سنگ‎چینــه‎ای به نام‎های «سری‎های اولیــه»، «مجموعه چاپـدونی»، «مجموعه بُنه‎شورو»، «سازند تاشک» رده‌بندی کرده است.


 

 

 

تصویر 2- a) جایگاه جغرافیایی، ساختمانی، زمین‌شناسی و نمونه‌برداری منطقه بررسی‌شده کمپلکس تکاب در: b) بخش شمالی (کمپلکس خیرآباد)؛ c) بخش مرکزی (کمپلکس ماهنشان) (دو حوضه فروافتاده (پری و شیرمرد) با رسوب‌های دوران سوم در پیرامون سنگ‏‌های دگرگونی پرکامبرین (برگرفته‌شده از نقشة 250000/1 تکاب و 100000/1 تکاب و ماهنشان، سازمان زمین‌شناسی کشور) در نقشة a دیده می‌شوند)


 

 

پرکامبرین در سنندج سیرجان: پهنة سنندج– سیرجان پرتکاپوترین حوضه ساختاری– رسوبی ایران و یک کافت میانه بلوک است که بیشتر سنگ‎های آن دگرگون است. از گذشته، بسیاری از دگرگونی‎هایِ مناطق سیرجان، حاجی‎آباد، کولی‎کش، شهرکرد، بویین، ازنا، گلپایگان، موته، مهاباد، مریوان، تکاب، باختر دریاچة ارومیه و ... را به پرکامبرین نسبت می‎دهند (Haghipour, 1974). دربارة پرکامبرین‌بودن پدیده دگرگونی اطمینان کافی نیست و گمان می‌رود در بیشتر این بخش‌ها، سنگ‎های آواری پرکامبرین به‌همراه سنگ‎های جوان‎تر، در زمان‎های پس از پرکامبرین به‌ویژه تریاس پسین و در پی رویداد کوهزایی سیمرین پیشین دگرگون شده‎اند.

 

پرکامبرین در البرز: سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده (متاپلیت‏‌ها)، متابازیت‏‌ها، سرپانتینیت‏‌ها، متادیوریت‏‌ها، کالک‏‌سیلیکات‏‌ها، گنیس‏‌ها و سنگ‏‌های آذرین کالک‏‌آلکالن در کمپلکس تکاب رخنمون دارند (Hajialioghli et al., 2007; Haghipour and Pelissier, 1974; Stӧcklin et al., 1972; Saki, 2010a, b; Moazzen et al., 2009). دگرشیبی میان سنگ‏‌های دگرگون‌شده نئوپروتروزوییک- کامبرین (Babakhani and Ghalamghash, 1990) و رخساره‏‌های رسوبی (شامل ضخامت بسیاری از میان‌لایه‏‌های دولومیت و مرمر به‌همراه سنگ‏‌های آتشفشانی و آواری آتشفشانی) با بخش‌های ژرف دریا و محیط‏‌های توربیدایتی همخوانی دارد. این نکته گویای نشانه‌هایی از سیستم نخستین کمان- گودال در طول حاشیه پروتوتتیس در شمال‏باختری ایران است (Hajalioghli et al., 2007).

زمین‌شناسان به بررسی سنگ‏‌های با سن پرکامبرین و جایگاه زمین‏‌شناسی آنها در منطقه تکاب پرداخته‌اند؛ ازاین‌رو، این بررسی در ارتباط با تداوم بررسی‏‌هایی است که در سال‏‌های اخیر روی کمپلکس تکاب انجام شده‌اند. پژوهش‌های سیستماتیک روی سنگ‏‌های متاپلیتی (Modjarrad et al., 2010; Saki et al., 2011)، گنیس‏‌ها (Saki, 2010a) گرانیت‏‌ها (Saki, 2010b)، متاالترامافیک‏‌ها (Hajialioghli and Moazzen, 2017; Asadpour et al 2013; Hajialioghli et al., 2007) و کالک‏‌سیلیکات‏‌ها (Moazzen et al., 2009) انجام شده‌اند. هدف نهایی این بررسی‏‌ها پی‌بردن به تاریخچه پوستة کمپلکس تکاب بوده است. در این پژوهش با تفسیر داده‏‌های به‏‌دست‏‌آمده از همة بررسی‏‌های انجام‌شده (تطابق همه بررسی‏‌های با هم) روی سنگ‏‌های گوناگون منطقه، به شناخت جایگاه زمین‏‌ساختی و ژئودینامیک این مجموعه در زمین‏‌شناسی ایران پرداخته می‌شود.

 

بررسی‏‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری واحدهای گوناگون سنگی

کمپلکس تکاب به سه بخش شمالی (کمپلکس خیرآباد)، مرکزی (کمپلکس ماهنشان) و جنوبی (کمپلکس امیرآباد) رده‌بندی شده است. این رده‌بندی در شکل 2- a دیده می‏‌شود (برپایة نقشة 250000/1 تکاب، سازمان زمین‏‌شناسی کشور). محل نمونه‏‌برداری‌‌ها در همة بررسی‏‌های انجام‌شده در کمپلکس تکاب (شکل 2- a)، در بخش شمالی (شکل 2- b) و در بخش مرکزی (شکل 2- c) آن بوده است. در شمال روستای آ‌ق‌کند، لایه‏‌های ستبری از گنیس به‌همراه میان‌لایه‏‌هایی از آمفیبولیت رخنمون دارند. از دیدگاه سنگ‏‌نگاری، این توالی در شمال روستای بلندپرچین تغییر می‏‌کند و دربردارندة انواع شیست‌سبز، آمفیبولیت، متاپلیت‏‌ها (تا رخسارة آمفیبولیت)، بیوتیت‌گنیس، گرانیت‌گنیس و لوکوگرانیت است. این توالی‏‌ها نه‌تنها فابریک میلونیتی نشان می‏‌دهند، بلکه یک سری شیستوزیته غالب با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری در همه آنها دیده می‏‌شود. از سوی دیگر، تکامل این سنگ‏‌ها از شیست‌سبز تا آلکالی‌گرانیت نشان‌دهندة نشانه‌هایی از دگرگونی پیشرونده در کمپلکس تکاب است که با پدیدة نهایی آناتکسی پایان یافته و پیدایش گرانیت‏‌ها را به‌دنبال داشته است. گرانیت‏‌ها به‌صورت پراکنده درون سنگ‏‌های دگرگونی دیده می‏‌شوند. گنیس‏‌ها در شمال و جنوب کمپلکس دیده می‏‌شوند؛ اما آمفیبولیت‏‌ها در بخش شمالی بیشتر هستند (شکل 2- b). سنگ‏‌های الترامافیک دگرگون‌شده به‌صورت لایه‏‌های نازک و کشیده و توده‏‌های کوچک و ناپیوسته درون آمفیبولیت‏‌ها دیده می‏‌شوند و در ارتباط با سنگ‏‌های دمای بالا پسرونده و کالک‏‌سیلیکات‏‌ها هستند. همبری میان سنگ‏‌ها بیشتر زمین‏‌ساختی است. اندازه دانه‏‌ها در همة سنگ‏‌ها متوسط تا درشت است.

 

1) سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده (شیست‏‌ها): بیشتر سنگ‏‌های دگرگونی بیشتر از یک مرحله دگرریختی و یا دگرگونی را نشان می‏‌دهند. با بررسی دقیق سیماهای کانی‏‌شناسی و بافتی سنگ از پیوند میان فازهای گوناگون درک درستی به‌دست آورده می‌شود و چگونگی ارتباط آنها را با رویدادهای دگرگونی و دگرریختی ویژه دریافت می‌شود. کانی‏‌های کلریت، مسکوویت، بیوتیت، گارنت، استارولیت، آندالوزیت، کیانیت و سیلیمانیت در هنگام رویداد فازهای گوناگون در این سنگ‏‌ها پدید آمده‏‌اند. مجموعه کانی‏‌های اوج دگرگونی دربردارندة بیوتیت، گارنت، سیلیمانیت به‌همراه کوارتز و پلاژیوکلاز است (Saki et al., 2012).

 

2) گنیس‏‌ها و گرانیتوییدها: گرانیتوییدها (آلکالی‌گرانیت پدیدآمده از ذوب مسکوویت اولیه) سفید تا خاکستری روشن و پورفیروبلاستیک بیوتیت گنیس (گنیس چشمی) هستند. گنیس‏‌ها خاستگاه آذرین دارند و به گفتة دیگر، ارتوگنیس هستند. نبود مسکوویت اولیه و کانی‏‌های آلومینوسیلیکاته در این سنگ‏‌ها و داشتن اسفن فراوان نشان‏‌دهندة درستی این نکته‌اند. ازآنجایی‌که در صحرا مرز این سنگ‏‌ها با یکدیگر شناخته نمی‌شود، تفکیک آنها به‌آسانی امکان‌پذیر نیست و در نقشة زمین‏‌شناسی به نام سنگ‏‌های آذرین نامیده شده‏‌اند. گنیس‏‌ها در نمونة ماکروسکوپی به‌صورت درشت دانه با چشم‏‌های درشت فلدسپار و با فابریک گنیسوزیته کامل گنیسی دیده می‏‌شوند. این نوع سنگ‏‌ها در منطقه گسترده‌ای از مرکز ناحیه (کمپلکس ماهنشان) بررسی‌شده رخنمون دارند؛ مانند: روستاهای آق‌کند، آلمالو، قره ناز. بیوتیت، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز از کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌ها و تیتانیت، زیرکن و گارنت از کانی‏‌های فرعی آنها هستند.

گرانیتوییدها از کانی‏‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیم فلدسپار، گارنت، بیوتیت و مسکوویت ساخته شده‌‏‌اند. گارنت و بیوتیت فراوان‌ترین کانی‏‌های مافیک هستند. برخی رگه‏‌ها پورفیروبلاست‏‌های گارنت‌هایی با قطر 5/1 سانتیمتر (روستای آق‌کند) دارند. این گرانیتوییدها معمولاً ساب‌سالوس هستند؛ به‌گونه‌ای‌که پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار به‌صورت جداگانه از هم پدید آمده‌‏‌اند. این سنگ‏‌ها معمولاً بافت هیپ‌ایدیومورف گرانولار از خود نشان می‏‌دهند. پلاژیوکلازها و مسکوویت‏‌ها در این گرانیتویید‌ها کینک (چین‌خورده) شده‌اند. اندازة پلاژیوکلازها در این سنگ‏‌ها بیشتر از یک میلیمتر است و در برخی نمونه‏‌ها به‌صورت پورفیروبلاست‏‌های بزرگ تا اندازه 10 میلیمتر دیده می‌شود. این کانی‏‌ها به کانی‏‌های رسی تجزیه‌شدگی نشان می‌دهند. آلکالی‌فلدسپار در این سنگ‏‌ها با ماکل مشبک دیده می‌شود و به کانی‏‌های رسی تجزیه شده است. بررسی‏‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری این سنگ‏‌ها نشان می‏‌دهد با گرانیت‏‌های نوع S شباهت دارد و کانی تیتانیت در این سنگ‏‌ها دیده نمی‏‌شود. گرانیتویید‌ها در این محل بسیار هوازده شده‏‌اند.

 

3) کالک‏‌سیلیکات‏‌ها و متاالترامافیک‏‌ها: کانی‏‌های سیلیکاته اصلی در سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته دربردارندة گارنت، اسکاپولیت، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و هورنبلند هستند؛ اما کلسیت و کوارتز سازنده‏‌های فرعی هستند. بلورهای تیغه‏‌ای و کشیده هورنبلند بافت سنگ را می‌سازد. سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته در منطقه تکاب برپایة مجموعه کانی‏‌ها رده‌بندی می‏‌شوند (Moazzen et al., 2009) و عبارتند از: کالک‌سیلیکات‏‌های بی‌اسکاپولیت، سنگ‏‌های کالک‌سیلیکاته کلینوپیروکسن- گارنت‌دار.

سنگ‏‌های متاالترامافیک بیشتر در بخش شمالی کمپلکس تکاب رخنمون دارند و در ارتباط با دیگر سنگ‏‌های دگرگونی منطقه‌اند. برپایة مجموعه فراوان‌ترین‌ کانی‏‌ها آنها به سه دسته رده‌بندی می‏‌شوند (Hajalioghli et al., 2007): متاپریدوتیت‏‌ها، سنگ‏‌های تالک- سرپانتین و سرپانتینیت‏‌ها. سنگ‏‌مادر پریدوتیت‏‌ها بیشتر اسپینل- هرزبورگیت و دونیت است. سنگ‏‌های تالک- سرپانتین در شرایط دگرگونی دمای کم پدید آمده‏‌اند و لیزاردیت/ کریزوتیل + تالک+ کلسیت/دولومیت از مجموعه کانی‏‌های آنهاست. بافت‏‌های دروغین (سودومورف) به‌جای کانی‏‌های الیوین و پیروکسن در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شوند.

 

بحث

برای بازسازی پهنة زمین‏‌ساختی کمپلکس تکاب نیاز است نخست جایگاه این مجموعه در زمین‏‌شناسی ایران شناخته شود. برای دستیابی به این هدف باید دید سن مجموعه و سنگ‌های آن به کدام‌یک از پهنه‌های ساختاری ایران شبیه هستند؛ ازاین‌رو:

-  سن سنگ‏‌مادر گنیس‏‌های کمپلکس تکاب برپایة سن U/Pb زیرکن نزدیک‌به 560 میلیون سال پیش به‌دست‌ آمده است (Stockli et al., 2004)؛

-  سن سنگ‏‌مادر گنیس‏‌های کمپلکس تکاب مشابه با داده‏‌های U/Pb به‏‌دست‏‌آمده برای سنگ‏‌های پی‏‌سنگ منطقه ساغند در ایران‏‌مرکزی است (Ramezani and Tucker, 2003)؛

-    درجة دگرگونی و فازهای دگرریختی در سنگ‏‌های دگرگونی منطقه تکاب با ایران‏‌مرکزی مشابه است؛

-    سازند کهر در منطقه تکاب هم‌ارز با سازند تاشک در پهنة ایران‏‌مرکزی است (Ramezani and Tucker, 2003)؛

-  سن نسبی کمپلکس دگرگونی تکاب در نقشة تخت- سلیمان (Babakhani and Ghalamghash, 1990; Lotfi, 2001) پرکامبرین- پالئوزوییک پیشین دانسته شده است؛

-  مرمرهای درون کمپلکس تکاب سنگواره‏‌هایی به سن پرکامبرین بالایی دارند (Hamdi, 1995)؛ مانند: Latouchella sp.، Bemella sp. و Halkiera stenobasis. این سنگواره‌ها همانند سنگواره‏‌های درون مرمرهای سرخک در پهنة ایران‏‌مرکزی هستند؛

-  روند سنگ‏‌ها الترامافیک در منطقه تکاب مشابه با روند آنها در پهنة ایران‏‌مرکزی است (روند این سنگ‏‌ها شمال‌باختری به جنوب‌خاوری است)؛

-  سن‌سنجی کمپلکس سورسات که در نزدیکی مجموعه تکاب است (Jamshidi Badr et al., 2013) گویای درستی سن‏‌های به‏‌دست‌آمده است (540 میلیون سال پیش).

برپایة آنچه گفته شد و همچنین، با نگاهی به پژوهش‌های Nadimi (2007)، Stampfli (2000) و Stampfli و Borel (2003)، منطقة بررسی‌شده در پهنة ایران‏‌مرکزی جای دارد. ازاین‌رو، سرگذشت زمین‏‌ساختی و زمین‏‌شناسی آن مانند پهنة ایران‏‌مرکزی است؛ به‌گونه‌ای‌که کمپلکس تکاب احتمالاً در پاسخ به همگرایی میان پلت‏‌های عربی (گندوانا) و توران (اورازیا) در هنگام فاز کوهزایی پان‌آفریکن مانند پهنة ایران‏‌مرکزی با سن مشابه (نئوپروتروزوییک- کامبرین؛ Ramezani و Tucker، 2003) پدید آمده است. به گفتة دیگر، این مجموعه بخشی از سیستم کوهزایی بزرگ نئوپروتروزوییک- پالئوزوییک پیشین است که در طول حاشیه پروتوتتیس ابرقاره گندوانا فعال بوده است (شکل 3). برای اثبات بیشتر این نکته از زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آذرین و دگرگونی کمپلکس تکاب و همچنین، از تکامل دگرگونی آن بهره گرفته شده است که در زیر به آن پرداخته می‌شود.

 

 

شکل 3- بازسازی سرزمین‏‌های گندوانایی در پرکامبرین پیشین برپایة تصویرهای مولیواید (Mollweide) از پلیت‏‌های زمین‏‌ساختی در Ma 540 در پروژه PLATES (1999). کراتون‌های پرکامبرین با حروف برجسته نشان داده شده است (Ramezani and Tucker, 2003). ستاره‏‌ها کمان آتشفشانی مرتبط با فرورانش پوستة پروتوتتیس را نشان می‏‌دهند. جایگاه پهنة ایران‏‌مرکزی و کمان آتشفشانی آن با پیکان نشان داده شده است.

 

1- زمین‏‌شیمی ارتوگنیس‏‌ها

تجزیة شیمیایی گنیس‏‌های کمپلکس تکاب در جدول 1 آورده شده ‏‌است (داده‏‌ها از Saki (a2010) هستند). برپایة نمودار نورماتیو Ab-An-Or (شکل 4- a)، ترکیب سنگ‏‌ها در بخش گرانیت و گرانودیوریت جای گرفته است. برپایة نمودار AFM، سنگ‏‌ها ترکیب کالک‌آلکالن دارند (شکل 4- a). نمودار دوتایی SiO2 دربرابر Zr (شکل 4- c) نشان‏‌دهندة اینست که گنیس‏‌ها از نوع I هستند. همچنین، برپایة شاخص اشباع آلومینیم (ASI) (Shand, 1947; Chappell and White, 1974)، گنیس‏‌های تکاب کمی پرآلومینوس هستند و به نوع I گرایش دارند (شکل 4- d). نمودار شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی (Batchelor and Bowden, 1985) برای بررسی جایگاه زمین‏‌ساختی این سنگ‏‌ها به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، جایگاه این سنگ‏‌ها پیش از برخورد و همزمان با برخورد (pre-plate to syn-collision) است (شکل 4- e). افزون‌براین، برپایة رده‌بندی پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1996)، این سنگ‏‌ها در منطقه گرانیت‏‌های مرتبط با کمان جای گرفته‌اند (شکل 4- f).

 

 

جدول 1- تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) گنیس‏‌های کمپلکس تکاب (تجزیة سنگ کل از: Saki، a2010)

Sample No.

 D1

D2

D3

D4

D5

D6

D7

D8

D9

D10

D11

A12

A13

A14

A15

SiO2

74.30

75.20

71.70

70.40

75.40

74.30

73.20

74.00

73.50

72.00

73.70

65.20

66.60

65.10

66.20

TiO2

0.11

0.07

0.21

0.25

0.03

0.10

0.15

0.03

0.07

0.09

0.04

0.76

0.41

0.41

0.39

Al2O3

13.70

13.60

15.10

15.80

13.60

15.40

15.10

14.90

15.70

15.60

14.50

15.10

16.70

18.10

17.70

Fe2O3

0.95

0.69

1.53

1.90

0.39

0.70

0.60

0.31

0.62

0.85

0.71

5.84

3.00

3.04

2.78

MnO

0.02

0.01

0.03

0.03

<0.01

0.02

<0.01

<0.01

0.02

0.02

0.22

0.08

0.08

0.07

0.07

MgO

0.23

0.10

0.27

0.60

0.01

0.22

0.10

0.03

0.27

0.18

0.05

1.58

0.53

0.80

0.72

CaO

1.15

1.22

1.76

2.40

0.77

2.34

1.22

1.51

2.47

1.59

0.64

3.59

1.38

4.50

4.30

Na2O

3.20

3.82

3.83

4.37

2.65

4.46

3.99

4.53

6.02

4.13

3.55

3.03

3.75

4.57

4.51

K2O

5.16

4.26

4.11

2.69

6.30

1.37

4.20

3.65

0.50

4.49

5.80

2.59

6.29

1.87

2.05

P2O5

0.03

0.02

0.08

0.09

0.02

0.03

0.06

0.03

0.01

0.03

0.02

0.20

0.12

0.16

0.13

H2O

0.60

0.51

0.83

0.96

0.57

0.81

0.81

0.49

0.54

0.63

0.54

1.35

0.79

0.83

0.75

CO2

0.29

0.31

0.29

0.23

0.14

0.14

0.17

0.19

0.17

0.17

0.17

0.22

0.07

0.23

0.11

Sum

99.80

99.80

99.80

99.70

99.80

99.80

99.60

99.70

99.90

99.80

99.90

99.60

99.70

99.70

99.70

Ba

1126

367

633

739

233

586

1662

1844

190

787

327

961

1288

803

756

Cr

18

16

17

18

14

16

14

14

19

18

11

40

16

16

17

Ga

16

13

16

15

17

14

19

11

16

16

17

17

15

20

18

Nb

11

8

13

7

3

11

7

3

7

15

9

12

16

13

15

Ni

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

Rb

81

91

89

46

101

12

77

40

<10

78

80

75

67

26

31

Sr

258

129

328

559

188

436

642

373

336

318

161

215

248

734

681

V

11

<9

18

22

9

16

13

12

15

14

<9

89

<9

36

46

Y

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

<10

74

36

23

15

12

Zn

22

17

37

44

<10

10

11

<10

<10

24

<10

79

39

64

61

Zr

99

74

155

190

66

127

141

41

78

71

59

380

176

226

223

 

شکل 4 - ترکیب شیمیایی گنیس‏‌های تکاب در: a) نمودار نورماتیو Ab-An-Or (Barker, 1979)؛ b) نمودار AFM؛ c) نمودار دوتایی SiO2 دربرابر Zr؛ d) نمودار شاخص اشباع‌شدگی؛ e) نمودار شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی (Batchelor and Bowden, 1985)؛ f) نمودار رده‌بندی پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1996) (بخشی از این نمودارها برگرفته از Saki (a2010) هستند)

 

 

2- سنگ خاستگاه گنیس‏‌ها و سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده

داده‏‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی نمونه‏‌های شیست‏‌ و گنیس‏‌های کمپلکس تکاب در جدول 1 تا 2 آورده شده‌اند. برای به‌دست‌آوردن خاستگاه گنیس‏‌ها، نمونه‏‌های بررسی‌شده روی نمودار CaO/(MgO+FeOt) دربرابر K2O/Na2O بررسی شده‏‌اند. برپایة این نمودار، خاستگاه این سنگ‏‌ها از ذوب‌بخشی متابازالت‏‌ها و متاآندزیت‏‌ها پدید آمده است (شکل 5- a). برپایة بررسی‌های Altherr و Siebel (2002)، بالابودن مقدار CaO، MgO و FeOt و کم‌بودن مقدار K2O/Na2O نشان‌دهندة خاستگاه متابازیک برای این گنیس‏‌هاست. ازاین‌رو، بازالت و مقدار کمی گری‌وک سنگ‏‌مادر خوبی برای پیدایش ماگما در منطقه تکاب بوده است (شکل‌های 5- b و 5- c).

 

 

جدول 2- تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و فرعی و کمیاب (برپایة ppm) متاپلیت‏‌های کمپلکس تکاب (تجزیة سنگ کل از Saki، a2010)

Sample No.

49

49G

47D

44C

57

43C

29A

31D

43B1

43B2

24A

24B

13F

AS9E

SiO2

54.60

63.90

56.50

63.10

58.10

60.10

40.50

62.70

63.60

60.00

62.10

63.70

65.80

61.30

TiO2

1.57

1.46

1.18

0.71

0.99

0.96

1.66

0.86

0.78

0.88

0.77

0.70

0.81

0.77

Al2O3

20.50

17.50

23.00

16.40

18.90

19.60

24.90

17.40

17.00

18.30

16.60

15.80

16.90

16.55

Fe2O3

10.65

11.88

8.75

6.46

7.45

6.95

14.93

5.74

6.65

8.22

6.82

6.09

6.41

6.35

MnO

0.11

0.15

0.05

0.10

0.07

0.12

0.41

0.12

0.15

0.28

0.08

0.11

0.13

0.08

MgO

1.90

0.59

1.08

2.20

2.83

2.04

3.92

1.63

2.00

2.26

2.15

2.06

1.84

2.35

CaO

1.92

0.48

1.04

1.29

0.47

0.50

7.87

0.86

0.71

1.29

3.75

3.80

0.61

0.65

Na2O

1.09

0.40

0.58

1.50

1.19

0.94

1.57

1.59

1.48

1.56

3.98

3.85

1.55

1.54

K2O

3.02

0.76

3.86

3.22

5.99

3.85

1.33

3.32

2.49

3.51

2.06

2.15

2.47

5.05

P2O5

0.14

0.06

0.12

0.18

0.15

0.11

0.07

0.13

0.15

0.18

0.26

0.22

0.13

0.12

H2O

3.90

2.48

0.19

2.92

2.85

2.74

1.87

3.17

2.85

2.23

0.95

1.10

0.19

0.60

CO2

0.26

0.10

3.23

1.56

0.56

1.72

0.13

2.05

1.75

0.99

0.14

0.17

0.15

0.20

Sum

99.70

99.80

99.60

99.60

99.50

99.60

99.20

99.60

99.60

99.70

99.70

99.70

99.80

98.10

Ba

389

93

784

291

948

462

293

423

370

277

439

443

326

696

Cr

133

122

121

88

123

127

248

99

97

106

17

18

300

260

Ga

24

22

27

22

29

26

17

20

20

21

19

16

21.3

24.2

Nb

27

34

27

16

14

21

13

17

14

16

20

11

17.3

14.4

Ni

50

32

39

46

55

64

139

45

45

63

10

10

46

39

Rb

105

46

162

125

179

139

37

105

91

129

41

35

117

182.5

Sr

166

52

190

147

59

86

502

113

106

162

217

220

108.5

70.7

V

198

203

154

135

155

188

320

128

128

159

70

68

124

129

Y

26

42

46

24

32

30

90

25

25

31

34

28

26.8

29.9

Zn

123

126

107

106

98

177

97

190

64

121

21

35

91

281

Zr

231

369

215

181

204

236

537

225

202

200

223

210

232

185

 

 

در نمودار شناسایی log(SiO2/Al2O3) دربرابر log(Fe2O3t/K2O) (شکل 5- d)، سنگ‌مادر متاپلیت‏‌های کمپلکس تکاب ترکیب شیلی دارد و تنها دو نمونه از آنها ترکیب شیل آهن‏‌دار نشان می‌دهند. این داده‏‌ها با نسبت متمایزکنندة تجربی 100TiO2/Zr (wt%/ppm) (Garcia et al., 1991; Häussinger et al., 1993) که برای شناسایی رسوب‌های رسی و نیمه‏‌رسی به‌کار برده می‏‌شود تایید شده است؛ به‌گونه‌ای‌که بیشتر نمونه‏‌ها نسبت بالای 4/0 دارند و ازاین‌رو، خاستگاه رسی (پلیتی) نشان‌می‌دهند؛ اما نسبت‏‌های کمتر از 4/0 نشان‌دهندة خاستگاه نیمه‌رسی هستند. نمودار SiO2 دربرابر log(K2O/Na2O) (شکل 5- e). نشان می‏‌دهد سنگ‏‌مادر متاپلیت‏‌های کمپلکس تکاب در مرز فعال قاره‏‌ای نهشته شده است.

 

 

 

شکل 5- ترکیب متاپلیت‏‌های کمپلکس تکاب در: a) نمودار CaO/(MgO+FeOt) مولار دربرابر K2O/Na2O مولار (Gerdes et al., 2000)؛ b) نمودار CaO/(MgO+FeOt) دربرابر Na2O؛ c) نمودار ASI دربرابر K2O/Na2O؛ d) نمودار رده‌بندی پیشنهادی Herron (1988)؛ e) نمودار SiO2 دربرابر log(K2O/Na2O) (Roser and Korsch, 1986)

 

 

3- زمین‏‌شیمی گرانیتوییدها

داده‏‌های تجزیة شیمیایی گرانیتوییدها در جدول 3 آورده شده است (داده‏‌ها از Saki, 2010b هستند). همچنین، ترکیب شیمیایی سنگ‏‌ها در نمودار آلکالن‏‌ها دربرابر سیلیس (Middlemost, 1994) آورده شده است (شکل 6- a). برپایة این نمودار، نمونه‏‌ها در محدودة گرانیت‌ها جای گرفته‌اند. در نمودار SiO2 دربرابر K2O نیز نمونه‏‌ها در ناحیه پتاسیم متوسط تا بالا جای گرفته‌اند (شکل 6- b). برپایة شاخص اشباع‌شدگی از آلومینیم (ASI) (Shand, 1947; Chappell and White, 1974) گرانیتویید‏‌های تکاب پرآلومینوس هستند و به گرانیت‌های نوع S گرایش دارند (شکل 6- c). نمودار SiO2 دربرابر K2O+Na2O-CaO (Frost et al., 2001) گرانیتوییدها از نوع S هستند (شکل 6- d). افزون‌بر زمین‏‌شیمی، ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری (داشتن گارنت و مسکوویت اولیه) و صحرایی (رخنمون سنگ‏‌های دگرگونی درجه بالا) نیز گویای درستی این نکته‌اند. برای شناسایی جایگاه زمین‏‌ساختی این سنگ‏‌ها نمودار شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی (Batchelor and Bowden, 1985) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار جایگاه این سنگ‏‌ها همزمان و پس از برخورد (syn- تا post-collision) است (شکل 6- e). نمودار سه‏‌تایی Hf-Nb/10-Ta*3 (Harris et al., 1986) نشان می‏‌دهد این نمونه‏‌ها در ارتباط با پهنة برخوردی هستند (شکل 6- f).

 

 

جدول 3- تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) گرانیتوییدهای کمپلکس تکاب. (تجزیة سنگ کل از: Saki، b2010)

12

11

AS6D

67D

50A

47G

47E

23K

23A

21F

28

24

Sample No.

71.20

76.80

74.1

73.8

76.2

72.9

71.4

73.6

72.9

73.8

73.5

69.0

SiO2

15.27

13.15

14.10

14.60

11.95

14.10

13.85

14.55

14.0

13.50

15.65

17.9

Al2O3

1.48

0.70

1.12

0.65

0.74

0.78

1.24

0.66

0.80

3.06

0.96

0.56

Fe2O3

1.8

0.70

1.12

0.68

0.61

0.51

1.95

0.89

1.04

1.58

1.18

1.90

CaO

0.44

0.1

0.23

0.15

0.06

0.09

0.39

0.07

0.13

0.05

0.30

0.07

MgO

4.11

3.88

3.72

3.50

3.53

2.57

4.03

5.16

4.75

4.64

4.03

7.58

Na2O

3.33

1.52

2.08

4.31

4.05

4.96

2.50

3.25

3.96

2.23

2.21

1.61

K2O

0.21

0.02

0.09

0.05

0.03

0.02

0.16

0.03

0.04

0.06

0.08

0.01

TiO2

0.03

0.01

0.02

0.02

0.01

0.13

0.02

0.13

0.03

0.10

0.08

0.15

MnO

0.06

0.01

0.06

0.01>

0.01

0.01

0.03

0.01

0.03

0.02

0.01

0.02

P2O5

0.5

0.87

2.11

1.46

0.83

2.03

2.28

0.83

1.02

0.85

1.59

0.98

LOl

98.61

98.16

99.0

99.4

98.1

98.1

98.1

99.3

99.0

100.0

99.7

99.8

Total

1110

66.1

566

1020

350

102.0

1250

576

1300

619

277

118

Ba

20.5

2

10.5

8.5

10.4

14.9

34.8

13.4

11.8

29.8

5.7

6.5

Ce

2.8

0.8

1.7

1.1

1.9

0.7

2.0

0.6

1.5

0.8

0.6

0.9

Co

10

10

310

180

200

190

170

200

310

230

240

130

Cr

3.53

0.51

1.00

0.67

0.74

5.56

0.57

1.97

0.62

0.56

0.94

0.99

Cs

15

11

19

14

22

9

15

7

50

9

9

6

Cu

1.01

0.12

2.11

0.94

2.69

3.70

0.97

2.65

1.58

3.22

1.59

3.48

Dy

0.71

0.1

1.36

0.56

1.67

2.18

0.52

1.04

1.23

2.93

1.68

2.27

Er

0.51

0.08

0.42

0.47

0.16

0.19

0.84

0.36

0.41

0.42

0.26

0.32

Eu

24

21.5

15.0

19.3

14.4

21.0

15.9

22.5

16.8

17.7

18.5

21.9

Ga

 


جدول 3- ادامه

12

11

AS6D

67D

50A

47G

47E

23K

23A

21F

28

24

Sample No.

1.08

0.12

1.56

1.00

2.19

2.44

1.64

3.42

1.05

1.74

0.83

1.91

Gd

2.7

1.3

1.2

1.6

3.5

2.5

2.2

3.8

1.3

3.8

3.4

3.5

Hf

0.22

0.03

0.42

0.18

0.53

0.75

0.18

0.41

0.34

0.79

0.44

0.69

Ho

8.2

1.1

5.2

5.2

5.0

8.6

20.8

6.8

6.8

12.8

4.2

3.3

La

0.11

0.02

0.25

0.08

0.29

0.31

0.07

0.12

0.18

0.63

0.43

0.46

Lu

3

2

8.00

4.00

4.00

4.00

3.00

5.00

7.00

8.00

5.00

3.00

Mo

15.8

8.6

7.8

8.3

4.3

37.6

4.1

51.1

5.8

4.2

19.3

5.9

Nb

6.2

0.7

4.9

3.9

6.2

6.2

12.1

7.3

4.5

8.6

2.2

3.1

Nd

5

5

11.0

8.00

5.00

6.00

5.00

5.00

9.00

9.00

<5

<5

Ni

35

28

31

41

20

25

15

43

37

18

16

21

Pb

1.72

0.19

1.28

1.03

1.39

1.74

3.62

1.66

1.32

2.66

0.61

0.77

Pr

139.5

48.3

65.4

87.4

84.2

222

63.7

70.3

70.9

53.9

75.7

45.7

Rb

1.23

0.13

1.23

0.95

2.00

1.90

1.84

2.82

0.95

1.51

0.58

1.22

Sm

1

1

2.00

1.00

1.00

4.00

1.00

2.00

1.00

1.00

2.00

1.00

Sn

516

76.6

182.0

295

112.5

41.5

549

71.7

93.7

214

104.0

87.1

Sr

1.4

0.8

0.8

0.5

0.8

4.6

0.3

9.3

0.6

0.2

1.1

1.0

Ta

0.16

0.02

0.30

0.14

0.41

0.51

0.19

0.52

0.22

0.37

018

0.46

Tb

4.37

4.4

2.33

2.94

22.5

7.79

6.07

10.95

3.46

5.81

3.23

4.29

Th

0.11

0.02

0.22

0.08

0.28

0.34

0.06

0.14

0.19

0.54

0.31

0.38

Tm

2.13

1.24

0.86

0.89

2.09

1.44

1.16

2.06

0.85

1.18

1.47

1.97

U

21

7

17

11

10

7

9

5

16

9

11

5

V

11

1

13

9

10

9

8

11

16

12

12

4

W

6.9

1

12.9

5.2

13.2

23.7

5.0

16.8

11.4

24.7

11.9

23.2

Y

0.73

0.14

1.67

0.54

2.01

2.35

0.45

0.95

1.08

3.69

2.56

3.07

Yb

46

14

22

17

11

36

21

17

110

47

22

11

Zn

82

17

39

38

66

33

80

41

30

110

80

41

Zr

1.10

1.16

0.93

1.47

0.23

0.27

1.45

0.35

1.25

0.79

1.15

0.64

Eu/Eu*

1.41

1.11

1.35

1.25

1.05

1.33

1.07

1.06

1.00

1.04

1.40

1.01

ASI

3.05

3.10

2.31

3.00

1..37

2.48

6.20

1..32

3..92

4.65

3..97

1.48

Lan/Ybn

 

 

تکامل دگرگونی کمپلکس تکاب

برای پی‌بردن به سری دگرگونی و مسیر P- T از داده‏‌ها و روش‌های به‌دست‌آوردن دما و فشار در سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده یا متاپلیت‏‌ها (Saki et al., 2011) و سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته (Moazzen et al., 2009) بهره گرفته شد. با دردست‌داشتن دما و فشار دگرگونی گرادیان زمین‌گرمایی برای هر یک از فازهای دگرگونی به‌دست‌ آورده می‌شود. میانگین دما و فشار تقریبی دگرگونی M1b (اوج دگرگونی) در سنگ‏‌های متاپلیتی به‌ترتیب 600 درجه سانتیگراد و 6 کیلوبار است (شکل 7- a). اوج دگرگونی M1b، در شرایط دمای بالا و فشار میانگین، یا به‌گفتة دیگر، دگرگونی نوع باروین رخ داده است و نشان‌دهندة شار دمایی بالا در این بخش از پوستة کمپلکس تکاب است. گرادیان زمین‌گرمایی در این بخش نزدیک‌به 30 درجه سانتیگراد بر کیلومتر (°Ckm- 130) است و نشان‏‌دهندة نرخ میانگین شار حرارتی در پوستة بالایی کمپلکس تکاب است (شکل 7- b). این منطقه از دیدگاه پهنة زمین‏‌ساختی، بخشی از مناطق پوستة قاره‏‌ای (continental crust) به‌شمار می‌رود. سنگ‏‌های دگرگونی کمپلکس تکاب از دیدگاه رده‌بندی فشار برپایة رده‌بندی Spear (1993) بی‌گمان از دگرگونی‏‌های فشار متوسط هستند.

 

 

 

شکل 6- گرانیتوییدهای کمپلکس تکاب در: a) نمودار رده‌بندی TAS؛ b) نمودار SiO2 دربرابر K2O برای شناسایی سری گرانیتوییدها؛ c) نمودار A/CNK دربرابر A/NK برای شناسایی نوع گرانیتوییدها؛ d) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O-CaO (Frost et al., 2001) برای شناسایی نوع گرانیتوییدها؛ e، f) نمودارهای شناسایی پهنه‌های زمین‏‌ساختی ( توضیح در متن)

 

 

برپایة شکل 8- a، منحنی P-T از میدان پایداری و تبلور کیانیت- آندالوزیت (خط واکنشی) آغاز می‌شود و سپس از میدان پایداری و تبلور سیلیمانیت گذر می‌کند و در پایان به میدان پایداری آندالوزیت وارد می‌شود. همان‌گونه‌که در شکل دیده می‏‌شود، در سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته نیز دگرگونی در منطقه‏‌ای که بر گرادیان حرارتی کمربندهای کوهزایی قاره‏‌ای منطبق است، قرار می‏‌گیرد و با دگرگونی متاپلیت‏‌ها مشابه است. نکتة دیگری که از دگرگونی سنگ‏‌های متاپلیتی در شکل 7 و سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته در شکل 8 دریافت می‌شود تکامل دگرگونی در جهت عقربه‏‌های ساعت است که شاخصه همة پهنه‌های کوهزایی در دنیاست.

 

 

 

شکل 7- سنگ‏‌های رسی دگرگون شده تکاب در: a) نمودار شرایط P-T و مسیر دگرگونی (Saki et al., 2008)؛ b) نمودار گرادیان زمین‌گرمایی سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده و جایگاه زمین‏‌ساختی آنها

 

 

شکل 8- شرایط P- T و مسیر دگرگونی در سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته (Moazzen et al., 2009)


 

 

نتیجه‌گیری

سنگ‏‌های دگرگونی و ماگمایی کهن که در کمپلکس تکاب رخنمون دارند بخشی از پهنة ایران‏‌مرکزی هستند. این سنگ‏‌ها شامل گنیس‏‌ها، گرانیت‏‌ها، آمفیبولیت‏‌ها، کالک‏‌سیلیکات‏‌ها، متاپلیت‏‌ها و الترامافیک‏‌ها هستند. سنگ‏‌های دگرگونی کمپلکس تکاب از دیدگاه رده‌بندی فشار بی‌گمان از دگرگونی‏‌های فشار متوسط هستند. زمین‏‌شیمی سنگ کل این نمونه‏‌ها نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها در ارتباط با کمان ماگمایی و مرز فعال قاره‏‌ای هستند. همچنین، سری دگرگونی و مسیر P-T سنگ‏‌های دگرگونی به‌خوبی نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها شاخص کمربندهای کوهزایی هستند و در هنگام بالاآمدگی سریع در سطح زمین جای گرفته‏‌اند. این منطقه از دیدگاه پهنة زمین‏‌ساختی در مناطق پوستة قاره‏‌ای (continental crust) جای می‌گیرند. در کل، این مجموعه مانند ایران‏‌مرکزی بخشی از سیستم کوهزایی بزرگ نئوپروتروزوییک- پالئوزوییک پیشین است که در طول حاشیه پروتوتتیس ابرقاره گندوانا فعال بوده است. این سیستم از حاشیه باختری تا حاشیه هیمالیا شبه‌قاره هند گسترش داشته است. سن‏‌های مطلق و نسبی کمپلکس تکاب و همچنین، رخنمون سنگ‏‌های الترامافیک و افیولیتی در مجاورت سنگ‏‌های دگرگونی درجه بالا نیز از این ایده حمایت می‏کند.

 

سپاس‌گزاری

بخشی از این پژوهش با پشتیبانی و همکاری‏‌های پرفسور Roland Oberhänsli از دانشگاه Potsdam آلمان و پرفسور مؤذن از دانشگاه تبریز انجام گرفته است که صمیمانه از ایشان سپاس‌گزاری می‌شود. از معاونت پژوهشی دانشگاه شهید چمران اهواز نیز برای در اختیار گذاشتن پژوهانة سال 95 برای انجام بخشی از این پژوهش سپاس‌گزاری می‏‌شود.

Altherr, R. and Siebel, W. (2002) I- type plutonism in a continental back- arc setting: Miocene granitoids and monzonites from the central Aegean Sea, Greece. Contributions to Mineralogy and Petrology 143: 397–415.

Asadpour, M., Mohammad Pourmoafi, S. and Heuss, S. (2013) Geochemistry, petrology and U- Pb geochronology of Ghazan mafic- ultramafic intrusion, NW Iran. Iranian Journal of Petrology 4(14): 1- 16 (in Persian).

Babakhani, A. and Ghalamghash, J. (1990) 1/100000 Takht –Soliman map, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Barker, F. (1979) Trondhjemite: definition, environment and hypotheses of origin. In: Trondhjemites, Dacites and Related Rocks (Ed. Barker, F.) 1–12. Elsevier, Amsterdam, Netherlands.

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretion of granitoid rock series using multicationic parameters. Chemical Geology 48: 43- 55.

Berberian, M. (1976) An explanatory note on the first seismotectonic map of Iran; a seismotectonics review of the country. Geological Survey of Iran 39: 7- 141.

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

Brown, G. F. and Coleman, R. G. (1972) The tectonic framework of the Arabian Peninsula. 24th International Geology Congress, Montreal, Section 3: 300- 305.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8: 173–174.

Eftekhar-Nezhad, J. (1978) The Takab Quadrangle map (scale 1:250,000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Frisch, W. and Al-Shanti, A. (1977) Ophiolite belts and the collision of island arcs in the Arabian shield. Tectonophysics 43: 293- 306.

Frost, B. R., Barnes, C. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification for granitic rocks. Journal of Petrology 42: 2033- 2048.

Garcia, D., Coelho, J. and Perrin, M. (1991) Fractionation between TiO2 and Zr as a measure of sorting within shale and sandstone series (Northern Portugal). European Journal of Mineralogy 3(2): 401-414.

Gerdes, A., Wörner, G. and Henk, A. (2000) Post‐collisional granite generation and HT–LP metamorphism by radiogenic heating: the Variscan South Bohemian Batholith. Journal of the Geological Society157:577-587.

Gilg, H. A., Boni, M., Balassone, G., Allen, C. R., Banks, D. and Moore, F. (2006) Marble- hosted sulfide ores in the Angouran Zn- (Pb–Ag) deposit, NW Iran: interaction of sedimentary brines with a meta- morphic core complex. Mineral Deposita 41: 1–16.

Haghipour, A. (1974) Etude geologique de la region de Biabanak- Bafg (Iran- Central); Petrologie et tectonique de socle Precambrien et de sa couverture. These, universite scientifique et Medicale de Grenoble, France.

Haghipour, A. and Pelissier, G. (1967) Orientation diagrams for lineation (B- axes) in metamorphic complex, Takab area (NW Iran). Map Scale 1/500000. Geological Survey of Iran (unpublished).

Hajialioghli, R. and Moazzen, M. (2017) Mineralogy, Texture and Retrograde PT evolution of granulites during cooling and exhumation; NE Takht-e-Soleyman Metamorphic Complex, NW Iran. Geosciences 27: 105-116.

Hajialioghli, R., Moazzen, M., Droop, G. T. R., Oberhänsli, R., Bousquet, R., Jahangiri, A. and Ziemann, M. (2007) Serpentine polymorphs and P- T evolution of metaperidotites and serpentinites in the Takab area, NW Iran. Mineralogical Magazine 71(2): 203–222.

Hamdi, B. (1995) Precambrian_Cambrian deposits in Iran. In: Treatise of the Geology of Iran (Ed. Hushmandzadeh, A.). Geological Survey of Iran, Tehran, 20: 1- 535.

Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision- zone magmatism. In: Collision Tectonics (Eds. Coward, M. P., Ries, A. C.) Special Publication 19: 67–81. Geological Society London, UK.

Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K. and Walker, J. D. (2008) U- Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic- Early Cambrian granitoids in Iran: Implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451: 71- 96.

Häussinger, H., Okrusch, M. and Scheepers, D. (1993) Geochemistry of premetamorphic hydrothermal alteration of metasedimentary rocks associated with the Gorob massive sulfide prospect, Damara Orogen, Namibia. Economic Geology 88: 72–90.

Herron, M. M. (1988) Geochemical classification of terrigenous sands and shales from core or log data. Journal Sedimentary Petrology 58: 820–829.

Jamshidi Badr, M., Collins, A. S., Masoudi, F., Cox, G. and Mohajjel, M. (2013) The U–Pb age, geochemistry and tectonic significance of granitoids in the Soursat Complex, Northwest Iran. Turkish Journal of Earth Sciences 21: 1-31.

Lotfi, M. (2001) Geology Map of Mahneshan (1:100,000). Geological Survey of Iran, Sheet No. 5663.

Mehrabi, B., Yardley, B. W. D. and Cann, J. R. (1999) Sediment- hosted disseminated gold mineralization at Zarshuran, NW Iran. Mineral. Deposita 34: 673–696.

Middlemost E. A. K. (1994) Naming materials in the magma, igneous rock system. Earth Science Review 37: 215–224.

Moazzen, M., Oberhänsli, R., Hajialioghli, R., Möller, A., Bousquet, R., Droop, G. T. R. and Jahangiri, A. (2009) Peak and post- peak P-T conditions and fluid composition for scapolite clinopyroxene- garnet cac- slicate rocks from the Takab area, NW Iran. European Journal of Mineralogy 21(1): 149–162.

Modjarrad, M., Moazzen, M. and Moayyed, M. (2010) Whole rock chemistry of Shahindezh metapelites, provenance and mineral parageneses. Iranian Journal of Petrology 1(4): 73- 88 (in Persian).

Nabavi, M. H. (1976) An introduction to the Iranian geology. Geological Survey of Iran, Teran (in Persian).

Nadimi, A. (2007) Evolution of the Central Iranian basement. Gondwana Research 12: 324- 333.

Nutman, A. P., Mohajjel, M., Bennett, V. C. and Fergusson, C. L. (2014) Gondwanan Eoarchean–Neoproterozoic ancient crustal material in Iran and Turkey: zircon U–Pb–Hf isotopic evidence. Canadian Journal of Earth Sciences 51: 272–285.

Pearce, J. A. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes 19, 120–125. Journal of Petrology 42(11): 2033–2048.

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

Roser, B. P. and Korsch, R. J. (1986) Discrimination of tectonic setting of sandstone–mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio. Journal Geology 94: 635–650.

Saki, A. (2010a) Proto- Tethyan remnants in northwest Iran: Geochemistry of the gneisses and metapelitic rocks. Gondwana Research 17: 704- 714.

Saki, A. (2010b) Mineralogy, geochemistry and geodynamic setting of the granitoids from NW Iran. Geological Journal 45: 1- 16.

Saki, A., Moazzen, M. and Baharifar, A. (2012) Migmatites microstructures and partial melting of the Hamadan pelites within the Alvand aureole, West Iran. International Geology Review 54 (11): 1229-1240.

Saki, A., Moazzen, M. and Oberhänsli, R. (2011) P–T evolution of the Precambrian Metamorphic Complex, NW Iran: Study of metapelitic rocks. Geological Journal 46: 10- 25.

Saki, A., Moazzen, M., Modjtahedi, M. and Oberhansli, R. (2008) P- T evolution of Mahneshan Metamorphic Complex. Iranian Journal of Petrology 168(4): 80- 94 (in Persian)

Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences 24: 405- 417.

Shakerardakani, F., Neubauer, F., Masoudi, F., Mehrabi, B., Liu, X., Dong, Y., Mohajjel, M., Monfaredi, B. and Fried, G. (2015). Panafrican basement and Mesozoic gabbro in the Zagros orogenic belt in the Dorud–Azna region (NWIran): Laser- ablation ICP–MS zircon ages and geochemistry. Tectonophysics 647–648: 146–171.

Shand, S. J. (1947) Eruptive Rocks. Thomas Murby and Co., London, UK.

Spear, F. S. (1993) Metamorphic phase equilibria and pressure- temperature- time paths. Mineralogical Society of America Monograph 1.

Stampfli, G. M. (2000) Tethyan oceans. In: Tectonics and Magmatism in Turkey and the Surrounding Area (Eds. Bozkurt, E., Winchester, J. A. and Piper, I. D. A.) Special Publications, 173: 1 –23. Geological Society, London, UK.

Stampfli, G. M. and Borel, G. D. (2003) A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters 196: 17– 33.

Stockli, D. F., Hassanzadeh, J., Stockli, L. D., Axen, G., Walker, J. D. and Dewane, T. J. (2004) Structural and geochronological evidence for Oligo- Miocene intra- arc low- angle detachment faulting in the Takab- Zanjan area, NW Iran. Abstracts with Programs. Geological Society of America 36, 319.

Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review: American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229–1258.

Stöcklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: The geology of continent margins (Eds. Burke, C. A. and Darke, C. L.) 873-887. Springer, New York, US.

Stӧcklin, J. and Setudenia, A. (1972) Lexique Stratigraphique International Volume III ASIE. Centre national de la Recherche scientifique 15, Quai Anatole France.

Stӧcklin, J., Efterkharnejad, J. and Hushmandzadeh, A. (1972) Central Lut reconnaissance, East Iran. Geological Survey of Iran, Report No. 22.