Document Type : Original Article
Authors
Abstract
Keywords
مقدمه
مطالعه بازالت‌ها راهی است برای پی بردن به شرایط فیزیکی و شیمیایی حاکم بر گوشته، که به‌دلیل قرار داشتن در عمق، در معرض دید مستقیم قرار ندارد. با استفاده از مطالعه بازالت‌ها، می‌توان به طبیعت ذوب بخشی، چگونگی صعود، ماهیت ولکانیسم و محیط ژئوتکتونیک احتمالی پی برد. اهمیت مطالعه بازالت ها، به علت ترکیب شیمیایی محدود آنها است که غالباً آنها را به عنوان ماگمای اولیه حاصل از ذوب گوشته یا ماگمای اولیه کمی تغییر یافته در نظر می‌گیرند، که تحت فرآیندهای گوشته فوقانی به‌وجود آمده‌اند. منطقه انارک در محدوده تقریبی طول‌های جغرافیایی ´12 ˚54-΄30 ˚53 شمالی و عرض‌های ´30 ˚33 –΄00 ˚33 شرقی واقع شده است.
این منطقه در مقیاس ناحیه‌ای با یک امتداد شمال غربی - جنوب شرقی در میان گودال کویر بزرگ در شمال شرقی و فروافتادگی قم - اردکان در جنوب غربی محدود شده، از شمال غربی به کوه‌های اردستان و از جنوب شرقی به منطقه کویر سیاه کوه و ارتفاعات حواشی آن می‌پیوندد.
منطقه مورد مطالعه (پل خاوند) در زون ساختاری ایران مرکزی واقع شده است. پل خاوند در 15 کیلومتری جنوب شرقی انارک (شمال شرق استان اصفهان) قرار دارد و به‌طور تقریبی دارای مختصات '11˚33 عرض شمالی و '53˚53 طول شرقی است. موقعیت این منطقه در ایران در شکل 1- الف، نقشه راه‌های دسترسی و نقشه زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه در شکل 1- ب و پ آورده شده است.
شکل 1- الف) موقعیت منطقه انارک در ایران و راه های ارتباطی این منطقه (برگرفته از اطلس راه‌های ایران، 1383)، ب) عوارض اصلی توپوگرافی منطقه انارک (Sharkovski et al., 1984)، پ) نقشه زمین شناسی کوه عبدالحسین (جنوب شرق انارک، شمال شرق اصفهان) (برگرفته از Sharkovski و همکاران، 1984).
در شکل 2 ستون چینه‌شناسی پالئوزوئیک منطقه پل خاوند در مقایسه با ستون چینه‌شناسی منطقه طبس رسم شده است. سن واحد بازالتی مورد مطالعه با توجه به واحدهای مجاور پالئوزوئیک زیرین (دونین) است.
ضخامت واحد بازالتی مورد بررسی به‌طور متوسط 120 متر بوده که بخشی از سازند پادها است و در مجاورت ماسه سنگ‌های کوارتزی در پایین و سازند سیبزار در بالا قرار گرفته است که در مقطع زمین‌شناسی منطقه می‌توان آن را مشاهده نمود (شکل 3).
در این منطقه (کوه عبدالحسین) تناوب بازالت و ماسه سنگ چندین بار تکرار شده است. در کوه عبدالحسین توالی نسبتاً کاملی از سنگ‌های پالئوزوئیک از اردویسین تا پرمین مشاهده می‌شود. سازندهای موجود در این قسمت از نظر چینه‌شناسی، قابل مقایسه با ناحیه طبس هستند (ترابی، 1383؛ گرگیج، 1373؛ Sharkovski et al., 1984).
این سازندها شامل سازند شیرگشت (اردوویسین)، سازند نیور (سیلورین)، سازند پادها (دونین زیرین)، دولومیت سیبزار (دونین میانی)، آهک بهرام (دونین بالایی)، شیشتو (دونین بالایی - کربونیفر زیرین)، سردر (کربونیفر) و جمال (پرمین) هستند.
در شکل 4 تصاویر صحرایی منطقه مورد مطالعه (کوه عبدالحسین) و مرز واحد بازالتی با سنگ‌های رسوبی نشان داده شده است.
شکل 2- I) جنوب شرق انارک II) سازند شیرگشت، مقایسه ستون چینه شناسی دو منطقه پل خاوند و طبس و موقعیت بازالت‌های دونین (Sharkovski et al., 1984) (1- سنگ آهک 2- دولومیت 3- سنگ آهک ماسه ای 4- ماسه سنگ 5- سیلتستون 6- ماسه سنگ و سیلتستون 7- شیل و مادستون 8- کنگلومرا 9- دیاباز 10- ایگنمبریت).
شکل 3- مقطع عرضی از سنگ های پالئوزوئیک در منطقه پل خاوند (Sharkovski et al., 1984) (سازندها: شیرگشت (9-1)، نیور (15-10)، پادها (26-16)، دولومیت سیبزار (Ds)).
شکل 4: تصویرهای صحرایی منطقه پل خاوند (کوه عبدالحسین) و بازالت‌های مورد بررسی
در ایران ماگماتیسم در دوران پالئوزوئیک، برخلاف دوران مزوزوئیک و سنوزوئیک گسترش چندانی نداشته است و اطلاعات چندانی پیرامون ماگماتیسم پالئوزوئیک در محدوده ایران مرکزی به‌دلیل گسترش کم آن وجود ندارد. جنبش‌های تکتونیکی در پالئوزوئیک موجب بیرون ریختن ماگمای بازیک در برخی نواحی مانند سه در کاشان (آیتی و همکاران، 1382؛ آیتی، 1383) و شیرگشت در شرق ایران شده است (درخشی، 1385 الف و ب). سنگ‌های آذرین پالئوزوئیک در ناحیه شیرگشت در شرق ایران، به دو صورت نفوذی و خروجی و با ترکیب عمدتاً بازیک دیده می‌شوند. سنگ‌های نفوذی با ترکیب الیوین گابرو، گابرو، گابرودیوریت، دیوریت و مونزودیوریت در سازند کالشانه و سنگ‌های خروجی با ترکیب الیوین بازالت در قسمت‌های تحتانی سازند نیور به سن سیلورین قرار دارند. شواهد پتروگرافی و ژئوشیمیایی حاکی از ارتباط ژنتیکی سنگ‌های نفوذی و خروجی با یکدیگر، نشأت گرفتن آنها از یک ماگمای مشترک و نقش مؤثر تفریق ماگمایی به روش جدایش مکانیکی الیوین در روند شکل‌گیری و تحول این سنگ‌هاست (درخشی، 1385).
همچنین این جنبش‌ها باعث ایجاد سنگ‌های ولکانیک در منطقه پل خاوند انارک شده است. این مطالعات بر روی ولکانیک‌های منطقه پل خاوند (جنوب شرق انارک، شمال شرق اصفهان)، به سن پالئوزوئیک زیرین (دونین) متمرکز شده است. بر روی دگرگونی و بیواستراتیگرافی این منطقه نیز مطالعاتی صورت گرفته است؛ به‌طوری که دگرگونی در این منطقه باعث ایجاد شیست و گنیس شده است. گنیس‌های پل خاوند در حرارت‌های متوسط تا بالای دگرگونی ناحیه‌ای (رخساره آمفیبولیت) تشکیل شده‌اند (ناظمی‌هرندی، 1384). با استفاده از مطالعات بیواستراتیگرافی و با توجه به واحدهای مجاور، سن پالئوزوئیک زیرین برای این واحد سنگی به اثبات رسیده است (گرگیج، 1373).
روش انجام پژوهش
پس از بررسی‌های صحرایی، به‌منظور مطالعه پتروگرافی و دسترسی به ترکیب شیمیایی کانی ها، از بازالت‌های منطقه نمونه برداری صورت گرفت و پس از تهیه مقاطع نازک صیقلی، نمونه‌های مناسب با استفاده از دستگاه آنالیز نقطه‌ای الکترون میکروپروب JEOL مدل JXA-8800 (WDS) دانشگاه کانازاوای ژاپن با ولتاژ شتاب دهنده 20 kV و جریان 12 nA بررسی شدند که نتایج آن در جدول‌های 1، 2 و 3 به همراه فرمول ساختمانی آنها آورده شده است.
در محاسبه مقدار Fe3+ برای دسترسی به فرمول ساختاری کانی‌ها نیز از Droop (1987) استفاده شده است. دو نمونه سنگ کل توسط روش XRF، یک نمونه با استفاده از روش NAA و پنج نمونه نیز توسط روش ICP-MS آنالیز شدند، که نتایج آن در جدول‌های شماره 4 و 5 آورده شده‌اند.
جدول 1- نتایج آنالیز نقطه‌ای کلینوپیروکسن‌های موجود در بازالت‌های دونین پل خاوند و فرمول ساختاری محاسبه شده آنها
|
73 |
76 |
86 |
51 |
52 |
54 |
68 |
69 |
70 |
77 |
79 |
81 |
63 |
66 |
67 |
55 |
56 |
57 |
59 |
Sample |
|
10/49 |
26/50 |
26/51 |
85/50 |
45/50 |
03/50 |
35/49 |
17/51 |
67/51 |
95/52 |
96/52 |
09/51 |
34/51 |
21/51 |
16/51 |
93/52 |
46/51 |
65/50 |
27/53 |
SiO2 |
|
51/2 |
92/1 |
94/0 |
08/1 |
03/1 |
23/1 |
49/1 |
01/1 |
12/1 |
59/0 |
51/0 |
82/0 |
89/0 |
95/0 |
93/0 |
61/0 |
15/1 |
89/0 |
75/0 |
TiO2 |
|
39/4 |
48/3 |
89/2 |
62/3 |
78/3 |
65/3 |
37/4 |
38/3 |
67/1 |
50/1 |
50/1 |
88/2 |
84/2 |
78/2 |
00/3 |
45/1 |
27/3 |
47/3 |
26/1 |
Al2O3 |
|
21/0 |
0.18 |
0.18 |
0.21 |
0.18 |
0.20 |
0.34 |
11/0 |
00/0 |
48/0 |
56/0 |
76/0 |
75/0 |
77/0 |
00/1 |
31/0 |
71/0 |
79/0 |
02/0 |
Cr2O3 |
|
73/8 |
29/8 |
17/8 |
44/9 |
20/9 |
44/9 |
24/9 |
16/9 |
61/10 |
84/7 |
73/7 |
00/8 |
91/7 |
86/7 |
31/8 |
94/8 |
79/7 |
58/7 |
82/9 |
FeO |
|
18/0 |
16/0 |
17/0 |
19/0 |
21/0 |
22/0 |
21/0 |
19/0 |
25/0 |
20/0 |
20/0 |
17/0 |
19/0 |
19/0 |
20/0 |
27/0 |
15/0 |
17/0 |
29/0 |
MnO |
|
85/13 |
45/14 |
34/15 |
70/13 |
65/13 |
29/13 |
32/13 |
81/13 |
62/13 |
79/16 |
33/17 |
47/16 |
73/15 |
98/15 |
72/16 |
70/16 |
51/15 |
22/16 |
03/16 |
MgO |
|
14/20 |
73/20 |
03/20 |
35/20 |
37/20 |
49/20 |
50/20 |
77/20 |
29/20 |
11/18 |
12/18 |
80/17 |
21/19 |
81/18 |
92/17 |
44/18 |
08/20 |
22/18 |
75/18 |
CaO |
|
41/0 |
37/0 |
32/0 |
38/0 |
38/0 |
36/0 |
43/0 |
37/0 |
52/0 |
21/0 |
24/0 |
36/0 |
36/0 |
26/0 |
33/0 |
42/0 |
34/0 |
48/0 |
32/0 |
Na2O |
|
01/0 |
01/0 |
03/0 |
02/0 |
01/0 |
01/0 |
02/0 |
02/0 |
01/0 |
03/0 |
03/0 |
01/0 |
00/0 |
01/0 |
00/0 |
02/0 |
00/0 |
02/0 |
02/0 |
K2O |
|
01/0 |
01/0 |
03/0 |
01/0 |
03/0 |
01/0 |
01/0 |
03/0 |
01/0 |
02/0 |
05/0 |
01/0 |
01/0 |
02/0 |
02/0 |
02/0 |
03/0 |
02/0 |
02/0 |
NiO |
|
99.5 |
85/99 |
35/99 |
85/99 |
29/99 |
91/98 |
28/99 |
02/100 |
75/99 |
71/98 |
22/99 |
36/98 |
22/99 |
84/98 |
58/99 |
11/100 |
50/100 |
50/98 |
54/100 |
Total% |
|
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
Oxygen# |
|
84/1 |
87/1 |
91/1 |
90/1 |
89/1 |
89/1 |
85/1 |
91/1 |
94/1 |
98/1 |
96/1 |
91/1 |
91/1 |
91/1 |
89/1 |
95/1 |
89/1 |
89/1 |
97/1 |
Si |
|
07/0 |
05/0 |
03/0 |
03/0 |
03/0 |
04/0 |
04/0 |
03/0 |
03/0 |
02/0 |
01/0 |
02/0 |
03/0 |
03/0 |
03/0 |
02/0 |
03/0 |
03/0 |
02/0 |
Ti |
|
19/0 |
15/0 |
13/0 |
16/0 |
17/0 |
16/0 |
19/0 |
15/0 |
0.07 |
07/0 |
07/0 |
13/0 |
12/0 |
12/0 |
13/0 |
06/0 |
14/0 |
15/0 |
06/0 |
Al |
|
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
00/0 |
00/0 |
01/0 |
02/0 |
02/0 |
02/0 |
02/0 |
03/0 |
01/0 |
02/0 |
02/0 |
00/0 |
Cr |
|
26/0 |
24/0 |
23/0 |
29/0 |
28/0 |
29/0 |
25/0 |
28/0 |
0.31 |
25/0 |
24/0 |
24/0 |
24/0 |
25/0 |
23/0 |
25/0 |
23/0 |
21/0 |
30/0 |
Fe2+ |
|
01/0 |
02/0 |
03/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
04/0 |
01/0 |
02/0 |
00/0 |
00/0 |
01/0 |
01/0 |
00/0 |
02/0 |
02/0 |
01/0 |
03/0 |
00/0 |
Fe3+ |
|
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
Mn |
|
77/0 |
80/0 |
85/0 |
76/0 |
76/0 |
75/0 |
75/0 |
77/0 |
0.76 |
94/0 |
96/0 |
92/0 |
87/0 |
89/0 |
92/0 |
92/0 |
85/0 |
90/0 |
88/0 |
Mg |
|
81/0 |
83/0 |
80/0 |
81/0 |
82/0 |
83/0 |
83/0 |
83/0 |
0.82 |
72/0 |
72/0 |
71/0 |
77/0 |
75/0 |
71/0 |
73/0 |
79/0 |
73/0 |
74/0 |
Ca |
|
03/0 |
03/0 |
02/0 |
03/0 |
03/0 |
03/0 |
03/0 |
03/0 |
04/0 |
02/0 |
02/0 |
03/0 |
03/0 |
02/0 |
02/0 |
03/0 |
02/0 |
04/0 |
02/0 |
Na |
|
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
00/4 |
Total |
|
43/43 |
71/43 |
84/41 |
35/43 |
60/43 |
04/44 |
17/44 |
93/43 |
52/42 |
92/37 |
43/37 |
81/37 |
51/40 |
75/39 |
47/37 |
74/37 |
95/41 |
89/38 |
32/38 |
WO |
|
57/41 |
39/42 |
57/44 |
62/40 |
68/40 |
75/39 |
93/39 |
63/40 |
71/39 |
93/48 |
79/49 |
66/48 |
15/46 |
98/46 |
64/48 |
55/47 |
02/45 |
19/48 |
56/45 |
EN |
|
00/15 |
91/13 |
59/13 |
03/16 |
72/15 |
21/16 |
90/15 |
44/15 |
77/17 |
15/13 |
78/12 |
13.53 |
34/13 |
27/13 |
89/13 |
71/14 |
96/12 |
92/12 |
13/16 |
FS |
جدول 2: نتایج آنالیز نقطه‌ای فلدسپارهای موجود در بازالت‌های دونین پل خاوند و فرمول ساختاری محاسبه شده آنها
|
Sample |
78 |
65 |
65 |
72 |
64 |
58 |
60 |
53 |
|
SiO2 |
34/68 |
32/63 |
21/67 |
83/58 |
20/60 |
16/62 |
42/63 |
29/67 |
|
TiO2 |
00/0 |
00/0 |
01/0 |
07/0 |
04/0 |
03/0 |
05/0 |
00/0 |
|
Al2O3 |
57/19 |
01/22 |
45/20 |
41/26 |
05/26 |
44/22 |
94/22 |
87/19 |
|
FeO* |
01/0 |
41/0 |
10/0 |
60/1 |
13/1 |
55/0 |
44/0 |
20/0 |
|
MnO |
01/0 |
00/0 |
00/0 |
09/0 |
02/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
|
MgO |
00/0 |
41/0 |
03/0 |
30/2 |
91/0 |
33/1 |
35/0 |
09/0 |
|
CaO |
06/0 |
28/1 |
47/0 |
08/0 |
57/1 |
63/0 |
56/1 |
30/0 |
|
Na2O |
23/12 |
55/8 |
17/11 |
32/2 |
61/3 |
03/8 |
97/8 |
64/10 |
|
K2O |
01/0 |
57/2 |
50/0 |
57/8 |
01/7 |
13/3 |
11/2 |
45/0 |
|
Total% |
23/100 |
55/98 |
93/99 |
26/100 |
54/100 |
31/98 |
83/99 |
82/98 |
|
Oxygen# |
8 |
8 |
8 |
8 |
8 |
8 |
8 |
8 |
|
Si |
95/2 |
98/2 |
98/2 |
64/2 |
58/2 |
82/2 |
81/2 |
85/2 |
|
Ti |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
|
Al |
10/1 |
00/1 |
04/1 |
44/1 |
49/1 |
20/1 |
20/1 |
17/1 |
|
Fe2+ |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
04/0 |
06/0 |
02/0 |
02/0 |
02/0 |
|
Fe3+ |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
|
Mn |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
|
Mg |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
06/0 |
16/0 |
02/0 |
09/0 |
03/0 |
|
Ca |
02/0 |
00/0 |
00/0 |
08/0 |
00/0 |
07/0 |
03/0 |
06/0 |
|
Na |
95/0 |
04/1 |
91/0 |
33/0 |
22/0 |
77/0 |
70/0 |
75/0 |
|
K |
03/0 |
00/0 |
03/0 |
42/0 |
52/0 |
12/0 |
18/0 |
15/0 |
|
Total |
01/5 |
03/5 |
97/4 |
01/5 |
04/5 |
02/5 |
03/5 |
01/5 |
|
Ab |
00/95 |
80/95 |
60/99 |
70/39 |
00/29 |
00/80 |
90/76 |
10/78 |
|
An |
20/2 |
50/1 |
30/0 |
50/9 |
50/0 |
70/7 |
40/3 |
50/6 |
|
Or |
80/2 |
70/2 |
10/0 |
70/50 |
50/70 |
40/12 |
70/19 |
40/15 |
|
Name |
Ab |
Ab |
Ab |
San |
San |
Ano |
Ano |
Ano |
(Ab= albite; San=sanidine; Ano=anorthoclase)
جدول 3- نتایج آنالیز نقطه‌ای کلریت‌های موجود در بازالت‌های دونین پل خاوند و فرمول ساختاری محاسبه شده آنها
|
Sample |
80 |
61 |
62 |
63 |
74 |
|
SiO2 |
53/32 |
41/32 |
14/47 |
61/28 |
31/28 |
|
TiO2 |
00/0 |
03/0 |
00/0 |
03/0 |
00/0 |
|
Al2O3 |
19/16 |
54/14 |
03/12 |
26/20 |
91/18 |
|
Cr2O3 |
00/0 |
12/0 |
17/0 |
02/0 |
00/0 |
|
FeO* |
15/11 |
69/8 |
18/7 |
17/12 |
24/11 |
|
MnO |
18/0 |
21/0 |
21/0 |
46/1 |
49/2 |
|
MgO |
15/25 |
08/28 |
91/23 |
99/23 |
07/23 |
|
CaO |
26/0 |
32/0 |
29/0 |
00/0 |
03/0 |
|
Na2O |
04/0 |
02/0 |
04/0 |
01/0 |
03/0 |
|
K2O |
13/0 |
09/0 |
07/0 |
00/0 |
01/0 |
|
Total% |
63/85 |
50/85 |
04/91 |
53/86 |
08/84 |
|
Oxygen# |
28 |
28 |
28 |
28 |
28 |
|
Si |
46/6 |
57/6 |
36/8 |
71/5 |
83/5 |
|
Ti |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
00/0 |
|
Al |
78/3 |
37/3 |
51/2 |
76/4 |
58/4 |
|
Cr |
00/0 |
02/0 |
02/0 |
00/0 |
00/0 |
|
Fe2+ |
85/1 |
43/1 |
06/1 |
03/2 |
94/1 |
|
Fe3+ |
00/0 |
00/0 |
01/0 |
00/0 |
00/0 |
|
Mn |
03/0 |
04/0 |
03/0 |
25/0 |
43/0 |
|
Mg |
44/7 |
23/8 |
32/6 |
14/7 |
08/7 |
|
Ca |
06/0 |
07/0 |
05/0 |
00/0 |
01/0 |
|
Na |
01/0 |
01/0 |
02/0 |
00/0 |
01/0 |
|
K |
03/0 |
02/0 |
02/0 |
00/0 |
00/0 |
|
Total |
67/19 |
74/19 |
39/18 |
90/19 |
88/19 |
|
Name |
Cor |
Cor |
Cli |
Cor |
Cor |
(Cor= Corundophilite; Cli= Clinochlore)
جدول 4- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر اصلی بازالت‌های دونین (پل خاوند) جنوب شرق انارک
|
Sample |
H53 |
H59 |
H66 |
H58 |
H56 |
457 |
B-1/17378 |
B-9/17378 |
|
SiO2 |
95/43 |
69/45 |
15/41 |
67/46 |
68/45 |
83/47 |
00/46 |
98/52 |
|
Al2O3) |
43/14 |
39/13 |
38/14 |
32/14 |
34/14 |
21/14 |
03/14 |
56/15 |
|
Fe2O3* |
75/10 |
41/12 |
94/12 |
80/11 |
11/11 |
50/11 |
03/10 |
08/10 |
|
MgO |
36/2 |
88/6 |
67/4 |
70/6 |
94/6 |
40/8 |
98/3 |
92/2 |
|
CaO |
33/9 |
00/8 |
88/6 |
25/7 |
69/8 |
80/6 |
26/9 |
76/3 |
|
Na2O |
61/5 |
91/3 |
65/4 |
80/4 |
46/4 |
96/4 |
60/3 |
30/3 |
|
K2O |
04/2 |
21/1 |
97/1 |
59/0 |
62/0 |
65/0 |
20/2 |
54/3 |
|
TiO2 |
40/1 |
27/1 |
09/1 |
35/1 |
41/1 |
72/1 |
90/1 |
90/2 |
|
P2O5 |
29/0 |
16/0 |
25/0 |
17/0 |
17/0 |
00/0 |
24/0 |
43/0 |
|
MnO |
08/0 |
10/0 |
09/0 |
09/0 |
11/0 |
10/0 |
12/0 |
08/0 |
|
Cr2O3 |
04/0 |
04/0 |
04/0 |
04/0 |
04/0 |
04/0 |
00/0 |
00/0 |
|
LOI |
60/9 |
80/6 |
90/11 |
20/6 |
40/6 |
83/3 |
08/6 |
01/3 |
|
SUM |
90/99 |
89/99 |
02/100 |
99/99 |
98/99 |
00/100 |
64/99 |
71/99 |
جدول 5- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر کمیاب و نادر خاکی بازالت‌های دونین (پل خاوند) جنوب شرق انارک
|
Element(ppm) |
H53 |
H59 |
H66 |
H58 |
H56 |
457 |
|
Mo |
00/1 |
90/0 |
10/1 |
50/0 |
60/0 |
92/6 |
|
Cu |
60/22 |
90/5 |
50/12 |
90/25 |
00/22 |
n.d. |
|
Pb |
90/14 |
80/5 |
00/5 |
30/5 |
70/5 |
n.d. |
|
Zn |
00/53 |
00/58 |
00/50 |
00/59 |
00/83 |
00/105 |
|
Ni |
00/101 |
60/144 |
30/102 |
60/85 |
50/106 |
n.d. |
|
As |
60/1 |
50/0 |
50/0 |
50/0 |
50/0 |
70/0 |
|
Cd |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
|
Sb |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
|
Bi |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
n.d. |
|
Ag |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
00/2 |
|
Au |
10/3 |
90/3 |
30/4 |
10/3 |
50/3 |
00/3 |
|
Hg |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
01/0 |
00/1 |
|
Tl |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
10/0 |
n.d. |
|
Se |
50/0 |
50/0 |
50/0 |
50/0 |
50/0 |
n.d. |
|
Ba |
20/246 |
50/170 |
50/184 |
50/101 |
80/109 |
00/150 |
|
Be |
00/1 |
00/1 |
00/1 |
00/1 |
00/1 |
n.d. |
|
Co |
80/22 |
80/41 |
80/33 |
20/43 |
80/49 |
00/46 |
|
Cs |
90/0 |
40/0 |
40/2 |
60/0 |
80/0 |
50/0 |
|
Ga |
90/15 |
00/16 |
10/15 |
90/18 |
50/18 |
00/14 |
|
Hf |
00/4 |
00/2 |
60/2 |
00/2 |
10/2 |
38/10 |
|
Nb |
20/16 |
90/13 |
30/11 |
30/10 |
60/10 |
n.d. |
|
Rb |
50/21 |
80/27 |
10/28 |
30/12 |
20/13 |
00/25 |
|
Sn |
00/1 |
00/1 |
00/1 |
00/1 |
00/1 |
n.d. |
|
Sr |
10/193 |
60/374 |
10/226 |
10/411 |
10/313 |
00/221 |
|
Ta |
00/1 |
80/0 |
70/0 |
70/0 |
70/0 |
30/0 |
|
Th |
70/2 |
70/1 |
10/1 |
50/1 |
10/1 |
07/1 |
|
U |
60/0 |
40/0 |
30/0 |
40/0 |
40/0 |
50/0 |
|
V |
00/166 |
00/181 |
00/163 |
00/187 |
00/187 |
00/195 |
|
W |
50/0 |
40/0 |
20/0 |
30/0 |
20/0 |
00/1 |
|
Zr |
50/146 |
40/76 |
80/100 |
90/76 |
60/78 |
00/200 |
|
Y |
80/16 |
10/17 |
50/19 |
80/16 |
90/16 |
n.d. |
|
La |
40/21 |
50/12 |
20/14 |
00/11 |
40/11 |
30/11 |
|
Ce |
60/44 |
40/25 |
00/31 |
10/24 |
70/23 |
32/20 |
|
Pr |
35/5 |
11/3 |
94/3 |
05/3 |
98/2 |
n.d. |
|
Nd |
30/20 |
30/12 |
60/15 |
50/12 |
20/12 |
n.d. |
|
Sm |
24/4 |
00/3 |
50/3 |
02/3 |
07/3 |
06/3 |
|
Eu |
24/1 |
98/0 |
09/1 |
11/1 |
05/1 |
99/0 |
|
Gd |
55/3 |
21/3 |
71/3 |
35/3 |
22/3 |
81/3 |
|
Tb |
63/0 |
57/0 |
67/0 |
59/0 |
57/0 |
58/0 |
|
Dy |
27/3 |
01/3 |
66/3 |
15/3 |
07/3 |
52/3 |
|
Ho |
58/0 |
59/0 |
65/0 |
57/0 |
62/0 |
50/0 |
|
Er |
67/1 |
64/1 |
90/1 |
61/1 |
56/1 |
n.d. |
|
Tm |
25/0 |
26/0 |
26/0 |
22/0 |
24/0 |
21/0 |
|
Yb |
41/1 |
39/1 |
59/1 |
40/1 |
27/1 |
24/1 |
|
Lu |
21/0 |
19/0 |
25/0 |
21/0 |
20/0 |
18/0 |
پتروگرافی و شیمی کانی‌ها
دیاباز و ماسه سنگ (لایه‌های 18 تا 26) در نقشه زمین‌شناسی با مقیاس 100000/1 منطقه به عنوان یک واحد مستقل به ضخامت 178 متر نشان داده شده است (Sharkovski et al., 1984). بازالت‌های منطقه مورد مطالعه در نمونه ماکروسکوپی دارای ساخت متراکم، دانه ریز و آفانتیک با رنگ سیاه مایل به سبز تا کاملاً سیاه هستند. تصاویر میکروسکوپی این سنگ‌ها در شکل 5 آورده شده است. بافت‌های موجود در این سنگ‌ها عبارتند از: بافت پورفیری (بلورهای درشت کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در متن دانه ریزتری از بلورهای پلاژیوکلاز و اکسیدهای آهن)، بافت ساب افیتیک، بافت اینترسرتال، بافت افیتیک، بافت میکرولیتیک، در بعضی از درشت بلورهای پیروکسن بافت پوئی کیلوبلاستیک و در آخر بافت بادامکی. این سنگ‌ها شامل دانه‌های خودشکلی از الیوین و پورفیرهای پلاژیوکلاز با اندازه 5/0-3/0 میلیمتر هستند. آلتراسیون شدید در تعداد معدودی از نمونه ها، باعث می‌شود که الیوین به‌وسیله اکسیدهای آهن (مگنتیت) و کلریت (کروندوفیلیت) جایگزین شود (شکل 6). در برخی از نمونه‌ها نیز، پلاژیوکلاز توسط سوسوریت (اپیدوت، کلریت، آلبیت و کربنات) جایگزین شده است. در یک نمونه دگرسان شده نیز گارنت، آمفیبول و اپیدوت تشخیص داده شد. بر اساس مطالعات شیمی کانی ها، کانی‌های موجود در این سنگ‌ها شامل پلاژیوکلاز (آلبیت)، کلینوپیروکسن (اوژیت)، کلریت (کروندوفیلیت) (کلریت‌های حاصل از تجزیه الیوین) (شکل 6) و کلینوکلر (کلریت‌های پراکنده در متن سنگ)، مگنتیت، آلکالی‌فلدسپار (سانیدین - آنورتوکلاز)، گارنت (اسپسارتین)، آمفیبول (هورنبلند شرماکیتی)، آپاتیت، ایلمنیت، اپیدوت و گاهی زیرکن هستند.
کانی‌های کدر موجود در مقاطع مگنتیت هستند. زمینه سنگ را میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و کانی‌های کدر تشکیل می‌دهند. ولکانیک‌های موجود در منطقه مورد مطالعه از نظر کانی‌شناسی، رنگ و بافت یکنواخت هستند. نمودارهای نام‌گذاری شیمیایی کانی‌های مورد مطالعه در شکل 7 آورده شده و در ادامه بررسی می‌شوند.
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی بازالت‌های دونین منطقه پل خاوند و بافت افیتیک موجود در آنها
شکل 6- فنوکریست‌های الیوین که به‌طور کامل توسط کلریت جایگزین شده‌اند.
|
(a) |
(b) |
|
(c) |
(d) |
شکل 7- نام‌گذاری کانی‌های موجود در بازالت‌های مورد مطالعه. a) موقعیت کلینوپیروکسن‌ها در نمودار Q-J (Q= Ca+Mg+Fe2+ وJ= 2Na)، b) موقعیت ترکیبی کلینوپیروکسن‌ها در نمودار تقسیم‌بندی مربوطه (Morimoto, 1989)، c) موقعیت فلدسپارهای مورد مطالعه در نمودار تقسیم‌بندی فلدسپارها، d) موقعیت کلریت‌ها در نمودار تقسیم‌بندی کلریت‌ها
کلینوپیروکسن: کلینوپیروکسن از عمده کانی‌های تشکیل دهنده این واحد سنگی است. در این سنگ‌ها نیز بلورهای پیروکسن سالم و بدون هیچ دگرسانی هستند. اعضای پایانی محلول جامد کانی‌های پیروکسن، اغلب شامل ولاستونیت، انستاتیت و فروسیلیت هستند، که مقدار فروسیلیت در آنها، از دو عضو دیگر کمتر است (Wo37-44, En39-49, Fs12-17). در بعضی از نمونه‌ها انستاتیت بیشتر است که بیانگر بیشتر بودن مقدار MgO آنها نسبت به سایر نمونه هاست و در پاره‌ای دیگر ولاستونیت بیشتر است که در انواع اخیر مقدار CaO بیشتر از سایر نمونه هاست. کلینوپیروکسن‌های نمونه‌های مورد نظر با توجه به اعضای پایانی محلول جامد در دیاگرام Q-J، در محدوده Quad قرار می‌گیرند (شکل 7) (Morimoto, 1989). در دیاگرام تقسیم بندی پیروکسن ها، این کانی‌ها در محدوده اوژیت و مرز بین اوژیت و دیوپسید قرار گرفته‌اند.
پلاژیوکلاز: این کانی نیز مانند کلینوپیروکسن یکی از کانی‌های عمده این سنگ است. پلاژیوکلازهای موجود در این سنگ‌ها اغلب تجزیه شده‌اند که کانی‌های حاصل از تجزیه آنها شامل اپیدوت، کلریت، کلسیت و آلبیت هستند. همان طور که در شکل 7 مشاهده می‌شود، ترکیب پلاژیوکلازها در محدوده آلبیت است و محدوده ترکیبی آلکالی فلدسپارها آنورتوکلاز و سانیدین است. این کانی به همراه کانی‌های کلینوپیروکسن در ایجاد بافت‌های افیتیک و ساب افیتیک شرکت دارد. پلاژیوکلازهای تجزیه شده با حاشیه تحلیل رفته و گرد شده و پلاژیوکلازهای خود شکل حالت‌های متفاوت این کانی در ولکانیک‌های منطقه مورد مطالعه است. پلاژیوکلازهایی که دارای حاشیه تحلیل رفته و گرد شده هستند، نتیجه کاهش ناگهانی فشار هستند.
الیوین: الیوین در این نمونه‌ها به‌صورت فنوکریست‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار است. شدت تجزیه کانی الیوین در نمونه‌ها به حدی است که کانی اولیه، به‌طور کلی اختصاصات کانی‌شناسی خود را از دست داده و توسط کلریت (کروندوفیلیت) جایگزین (سودومورف) شده است اما این کانی ثانویه قالب کانی فرومنیزین قبلی را حفظ نموده است (شکل 6).
کلریت: کلریت حاصل آلتراسیون کانی‌هایی مانند الیوین و پیروکسن و سوسوریتی شدن پلاژیوکلازهای بازیک اولیه است. در بازالت‌هایی با بافت آمیگدالوئیدال، جزء کانی‌های پرکننده حفرات است. معدودی از کلریت‌ها نیز در متن سنگ پراکنده‌اند. محدوده ترکیبی کلریت‌ها در شکل 7 نشان داده شده است. همان‌طور که در این شکل مشخص شده، کلریت‌های مورد نظر در محدوده کروندوفیلیت (کلریت‌های حاصل از تجزیه الیوین) و کلینوکلر (کلریت‌های پراکنده در متن سنگ) قرار دارند.
کانی‌های کدر: این کانی‌ها بر اساس شکل ظاهری و مطالعات مینرالوگرافی، مگنتیت و ایلمنیت هستند و به دو صورت اولیه و ثانویه (محصولات واپاشی و تجزیه کانی‌های دیگر) و به‌مقدار فراوان در زمینه وجود دارند.
کلسیت: کلسیت به‌صورت پرکننده شکستگی‌ها و حفرات و به‌مقدار جزئی در متن بازالت‌ها وجود دارد، که دارای ﻣﻨﺸﺄ ثانویه است.
بر اساس آنالیزهای نقطه‌ای انجام شده بر روی کانی‌های موجود، ترکیب تمامی پیروکسن‌ها در محدودة اوژیت و مرز بین اوژیت و دیوپسید، ترکیب پلاژیوکلازها در محدودة آلبیت، ترکیب آلکالی فلدسپارها در محدودة سانیدین و آنورتوکلاز و ترکیب کلریت‌ها در محدوده کلینوکلر وکروندوفیلیت قرار دارد. یک نمونه گارنت با درصد بالای منگنز (اسپسارتین) که حاصل دگرگونی درجه پایین است و یک نمونه آمفیبول که در بازالت‌های شدیداً دگرسان شده مشاهده شده‌اند و دو نمونه مگنتیت نیز در بررسی شیمیایی کانی‌ها تشخیص داده شده‌اند. با توجه به بازیک بودن سنگ‌های مورد بررسی، ترکیب پلاژیوکلازهای اولیه آن باید کلسیم دار باشند اما در اثر دگرسانی آنها و افزوده شدن سدیم به سنگ، ترکیب پلاژیوکلازها سدیک (آلبیت) شده است.
ژئوشیمی
بررسی نتایج به‌دست آمده از آنالیز ژئوشیمیایی بازالت‌های منطقه پل خاوند نشان می‌دهد که:
1- این سنگ‌ها دارای LOI فراوان بوده که نشان دهندة دگرسان بودن آنهاست.
2- مقدار SiO2 آنها در توافق با مشخصات کانی‌شناسی و پتروگرافی بوده، بازالت بودن آنها را نشان می‌دهد.
3- مقدار TiO2 این سنگ‌ها بیش از یک درصد وزنی بوده (09/1 تا 90/2%)، با خصوصیات سنگ‌های سری ماگمایی تولئیتی و آلکالن مطابقت دارد.
4- مقدار La این بازالت‌ها ppm 00/11 تا 40/21 بوده، مقدار Ce آنها نیز تقریباً دو برابر La است که این مقادیر در هماهنگی با سری ماگمایی انتقالی بین آلکالن و تولئیتی است.
برای طبقه‌بندی ژئوشیمایی سنگ‌ها، تشخیص نوع ماگما و تعیین محیط تکتونیکی این سنگ‌ها از نتایج تجزیه‌های ژئوشیمیایی در نمودارهای مختلف استفاده شد.
تعیین سری ماگمایی مولد سنگ ها
نمودار SiO2- (Na2O+K2O): در این دیاگرام بر اساس مقادیر آلکالی و سیلیس می‌توان دو سری ماگمایی آلکالن و ساب آلکالن را از هم تفکیک نمود (Irvine and Barager, 1971). همان‌طور که در شکل 8 نشان داده شده است، سنگ‌های آتشفشانی پالئوزوئیک زیرین جنوب شرق انارک در محدوده آلکالن و نزدیک به مرز بین دو محدوده واقع شده است. دلیل واقع شدن نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده آلکالن، این است که این نمونه‌ها دگرسان و اسپیلیتی شده‌اند و مقدار سدیم آنها افزایش یافته است.
نام‌گذاری بر اساس نسبت مجموع آلکالی در مقابل SiO2: در این نمودار (Chen, 1988)، نمونه‌ها در محدوده‌های تراکی بازالت، تراکی آندزی بازالت، و تفریت و بازانیت قرار گرفته‌اند (شکل 8). اما از آنجایی که مقدار سدیم این سنگ‌ها در اثر دگرسانی افزایش یافته است، موقعیت این سنگ‌ها در نمودار فوق بالاتر از موقعیت واقعی آنهاست.
نمودار Zr/TiO2 در مقابل SiO2(Droop, 1987): همان‌طور که در شکل 8 نشان داده شده است، نمونه‌های مورد آنالیز در محدوده آلکالی بازالت‌ها و بازالت‌های ساب‌آلکالی واقع می‌شوند و دارای ماهیت انتقالی هستند.
|
(a) |
(b) |
|
(c) |
|
|
|
شکل 8- نمودارهای بررسی سری ماگمایی و نام سنگ‌ها، a) نمودار تاس (Total Alkalis versus Silica = TAS) (Irvine and Barager, 1971)، b) تقسیم‌بندی سنگ‌های آتشفشانی بر اساس مجموع آلکالی در مقابل سیلیس (Le Maitre, 1989) (محدوده‌ها عبارتند از R: ریولیت، T: تراکیت، S1: تراکی‌بازالت، S2: تراکی‌آندزی‌بازالت، S3: تراکی‌آندزیت، O1: بازالت‌آندزیتی، O2: آندزیت، O3: داسیت، U1: تفریت و بازانیت، U2: تفریت فنولیتی، U3: فنولیت تفریتی، Ph: فنولیت، F: فوئیدیت، Pc: پیکریت)، c) نمودار Zr/TiO2 در مقابل SiO2 (Winchester and Floyd, 1977) (AB: آلکالی‌بازالت، Sub-AB: بازالت‌های ساب‌آلکالن).
با توجه به این که بازالت‌های دونین منطقه پل خاوند دارای آثار قابل توجهی از دگرسانی هستند، لذا در تعیین نوع سری ماگمایی آن ها، نام‌گذاری سنگ‌ها و تعیین نوع احتمالی محیط تکتونیکی بهتر است که از عناصری که کم تحرک بوده، در مقابل دگرسانی مقاوم‌تر هستند، استفاده شود.
تعیین محیط تکتونیکی تشکیل سنگ‌ها با استفاده از آنالیز کل سنگ
دیاگرام‌های Zr/117-Th-Nb/16، Hf/3-Th-Nb/16 و Hf/3-Th-Ta که در آنها از پنج عنصر Zr، Hf، Th، Ta و Nb استفاده شده است، محدوده‌های تکتونیکی مختلف را از هم تفکیک می‌کنند (Wood, 1980). در همة این دیاگرام ها، نمونه‌های مورد مطالعه بیشتر در محدوده B (بازالت‌های درون صفحه قاره ای) واقع می‌شوند (شکل 9).
نسبت Zr/Y در مقابل اندیس Zr، تمایز مؤثری بین بازالت‌های جزایر قوسی، مورب و بازالت‌های درون صفحه‌ای نشان می‌دهد (Pearce and Norry, 1979). نمونه‌های پل خاوند در محدوده بازالت‌های درون صفحه‌ای واقع می‌شوند.
دیاگرام Ti/100-Zr-Y*3 که توسط (Pearce and Cann, 1973)ارائه شده است، نیز یکی از دیاگرام‌هایی است که با استفاده از عناصر فرعی، محیط‌های تکتونیکی مختلف را از یکدیگر جدا می‌کند. بازالت‌های مربوط به محیط‌های تکتونیکی متفاوت دارای مقادیر متفاوتی از عناصر فرعی هستند. این تفاوت‌ها در مقدار عناصر فرعی، برای تشخیص محیط تکتونیکی سنگ‌های بازالتی که اکنون تغییر شکل یافته‌اند (دگرگون شده) و نیز بازالت‌های مربوط به کمپلکس‌های افیولیتی سودمند هستند. عناصر Ti، Zr و Y احتمالاً مناسب‌ترین عناصر برای این منظور هستند، زیرا این عناصر در هنگام دگرگونی درجه پایین و متاسوماتیسم دارای تحرک زیاد نیستند. در این نمودار نیز نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده D (بازالت‌های درون قاره ای) قرار می‌گیرند.
بررسی نمودارهای عنکبوتی (Spider diagrams)
نمودارهای عنکبوتی ابزار قابل اعتمادی برای تعیین کیفی نوع سنگ ﻣﻨﺸﺄ، کیفیت ذوب بخشی سنگ ﻣﻨﺸﺄ و تبلور جزئی ماگما و همچنین تفکیک سری‌های ماگمایی هستند. نمودار بهنجارسازی مقادیر عناصر ناسازگار سنگ‌های مورد بررسی در برابر گوشته اولیه و نمودار بهنجارسازی مقدار عناصر نادر خاکی آنها نسبت به کندریت در شکل 10 آورده شده است.
با توجه به روند نمونه‌ها روی نمودار بهنجارسازی نسبت به گوشته اولیه، می‌توان دریافت که همه نمونه‌ها از خود روندی تقریباً کاهشی نشان داده، برخی عناصر همچون Cs, K, Pb, Zr و Hf دارای تغییرات فراوانی قابل توجهی هستند. در این نمودار که عناصر برمبنای کاهش درجه ناسازگاری آنها مرتب شده اند، بیشتر بودن مقدار عناصر شدیداً ناسازگار نسبت به MREE و HREEها بخوبی نمایان است. آنومالی مثبت Pb را نیز می‌توان به صعود بازالت‌های مورد بررسی از درون پوسته قاره‌ای نسبت داد. نمودار بهنجارسازی نمونه‌های مورد مطالعه نسبت به کندریت نیز نشان می‌دهد که همه نمونه‌ها از خود یک سیر نزولی نشان داده، تغییرات فراوانی عناصر نادر خاکی سبک نسبت به عناصر نادر خاکی سنگین بیشتر است.
از روی روند نمونه‌ها روی نمودار بهنجارسازی نسبت به کندریت می‌توان تا حدودی نوع سری ماگمایی را مشخص نمود. در این نمودار‌ها سری‌های آلکالن، کالک‌آلکالن و شوشونیتی سیر نزولی دارند؛ در حالی‌که سری‌های تولئیتی حالت مسطح تا کمی صعودی نشان می‌دهند. بر این اساس، نمونه‌ها روندی مشابه با دسته اول (سری آلکالن، کالک‌آلکالن و شوشونیتی) را نشان می‌دهند. فراوان‌تر بودن عناصر نادرخاکی سبک نسبت به عناصر نادر خاکی سنگین در نمونه‌های مورد مطالعه به‌خوبی مشخص است.
|
(a) |
(b) |
|
(c) |
(d) |
|
(e) |
|
|
|
شکل 9- نمودار تعیین موقعیت تکتونیکی بازالت‌های منطقه پل خاوند، a) نمودار Zr/117-Th-Nb/16، b) نمودار Hf/3-Th-Nb/16، c) نمودار Hf/3-Th-Ta (Wood, 1980) (محدوده A: مورب نوع N، محدوده B: مورب نوع E و بازالت‌های تولئیتی درون صفحه‌ی، محدوده C: بازالت‌های درون صفحه‌ای و محدوده D: بازالت‌های قوس آتشفشانی، d) نمودار Zr/Y–Zr (Pearce and Norry, 1979) (B: بازالت‌های قوسی، C: مورب، A: بازالت‌های درون صفحه‌ای)، e) تغییرات در محتوی نسبی Ti، Zr و Y بازالت‌های مربوط به محیط‌های تکتونیکی مختلف (Pearce and Cann, 1973) (LKT: تولئیت‌هایی با پتاسیم کم، CAB: بازالت‌های کالک‌آلکالن، OFB: بازالت‌های کف اقیانوسی، WPB: بازالت‌های درون قاره‌ای).
شکل 10- نمودارهای بهنجارسازی نمونه‌های مورد بررسی در برابر گوشته اولیه و کندریت
بحث
ماهیت ولکانیسم دونین در پل خاوند (جنوب‌شرق منطقه انارک)
نمودارهای ژئوشیمیایی سری ماگمایی انتقالی را برای بازالت‌های مورد مطالعه نشان می‌دهند. به عبارتی، نمونه‌های مورد نظر بین محدوده آلکالن و تولئیتی با تمایلی به سمت محدوده آلکالن قرار می‌گیرند. دلیل قرار گرفتن این نمونه‌ها در محدوده آلکالن بالا بودن عنصر سدیم در این نمونه‌ها است. چرا که این نمونه‌ها اسپیلیتی شده‌اند.
از آنجائی‌که کنگلومراها و ماسه سنگ‌ها در محیط‌های دریایی با عمق کم و شیل‌ها و آهک‌ها در محیط‌های دریایی با اعماق بیشتر تشکیل می‌شوند، جنس رسوباتی که در لابه‌لای بازالت‌های پالئوزوئیک زیرین دیده می‌شوند، یک محیط رسوبی کم‌ژرفا و یا دریاچه‌ای را نشان می‌دهند. دلیل تشکیل نشدن گدازه بالشی در این منطقه، کم بودن عمق آب در هنگام بیرون ریختن گدازه است.
تغییرات ترکیبی در گدازه‌های مافیک، اغلب به سه عامل اصلی نسبت داده می‌شوند، که این عوامل شامل تغییرات درجه تبلور تفریقی یا ذوب بخشی، آلایش پوسته‌ای و اختلاط ماگمایی هستند (Mattsson and Oskarsson, 2005). همچنین تفاوت نوع سنگ ﻣﻨﺸﺄ نیز می‌تواند سبب ایجاد تنوع ترکیبی در سنگ‌های آذرین شود.
از آنجائی‌که در مطالعات و بررسی‌های صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی سنگ‌های منطقه شاهدی مبنی بر اختلاط ماگمایی مشاهده نشده است، تأثیر این فاکتور بر روی سنگ‌های منطقه بسیار ناچیز است.
کانی کلینوپیروکسن کانی بسیار با ارزشی در پترولوژی است. این کانی می‌تواند همة عناصر موجود در ماگما را در شبکه خود جای دهد، بنابراین ترکیب آن می‌تواند نماینده نوع ماگمایی باشد که از آن منتج شده است. از ترکیب شیمیایی کانی کلینوپیروکسن، برای تشخیص محیط‌های تکتونیکی و تعیین نوع ماگمای والد می‌توان استفاده نمود. در بازالت‌های قدیمی که معمولاً تجزیه شده‌اند و عناصر اصلی آن کم و یا زیاد شده اند، بهترین کانی جهت تشخیص نوع ماگما بقایای کلینوپیروکسن‌ها هستند که با استفاده از نمودارهای مخصوص این کانی می‌توان محیط ژئوتکتونیکی تشکیل سنگ را نیز تشخیص داد.
بسیاری از بازالت‌های هوازده و دگرگون شده شامل کلینوپیروکسن‌های سالم هستند که در یک زمینه دگرسان شده، قرار گرفته‌اند. با توجه به اینکه ترکیب تمامی کلینوپیروکسن‌ها در محدوده اوژیت قرار دارد، و این سنگ‌ها از نظر کانی‌شناسی یکنواخت هستند، می‌توان چنین نتیجه گرفت که ماگمای تشکیل دهنده این سنگ‌ها دچار تفریق گسترده نشده است.
با توجه به اینکه سنگ ﻣﻨﺸﺄ این سنگ‌ها مربوط به گوشته بوده، لرزولیت‌ها سازنده اصلی گوشته بالایی هستند که اساساً از الیوین، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن تشکیل شده است، ماگمایی که از ذوب بخشی لرزولیت‌ها به‌دست می‌آید، بر اثر تبلور دارای درصد بالایی از کلینوپیروکسن خواهد بود. از ذوب کلینوپیروکسن‌ها نیز بازالت به‌دست می‌آید.
با توجه به هشت مورد آنالیز کل سنگ و استفاده از محاسبات ارائه شده توسط (Chen, 1988)، درجه ذوب بخشی سنگ ﻣﻨﺸﺄ نمونه‌های مورد نظر به‌طور متوسط 15 درصد است. با استفاده از روش ارائه شده توسط (Aoki and Shiba, 1973)، که AlVI کانی‌های کلینوپیروکسن در مقابل AlIV در نموداری رسم می‌شود، می‌توان فشار تشکیل کلینوپیروکسن‌ها را به‌دست آورد (شکل 11). آزمایش‌های ذوب در سنگ‌های بازالتی نشان داده است که تشکیل AlVI در کلینوپیروکسن‌های آذرین بسیار وابسته به فشار است (Mahood and Baker, 1986). کمبود AlVI مشاهده شده در اوژیت‌ها با فشار کم بلوری شدن سازگار است. نسبت AlVI/AlIV=0.25 مرزی است برای جدا کردن کلینوپیروکسن‌هایی که در فشار کم و متوسط متبلور شده‌اند. در این نمودار سه محدوده فشار بالا، فشار متوسط و فشار پایین از هم جدا می‌شوند. اکثر کلینوپیروکسن‌های نمونه‌های مورد مطالعه، در محدوده فشار متوسط قرار می‌گیرند و تعداد معدودی از نمونه‌ها در محدوده فشار پایین واقع می‌شوند.
شکل 11- نمودار AlVI در مقابل AlIV (Aoki and Shiba, 1973) به‌منظور بررسی فشار محیط تبلور کلینوپیروکسن‌ها بازالت‌های دونین منطقه پل خاوند (انارک) (HP= High pressure field, LP=Low pressure field).
تعیین دمای آلتراسیون بر اساس ترموبارومتری کلریت‌ها
با استفاده از معادلات ترمومتری ارائه شده توسط (Cathelineau and Neiva, 1985; Cathelineau, 1988; Jowett, 1991) می‌توان دمای آلتراسیون را به‌دست آورد. معادلات پیشنهاد شده به شرح زیر هستند (Jowett, 1991).
T (˚C) = 319 – 69
= + 0.1 []
بر اساس معادله دیگری که توسط (Cathelineau, 1988) ارائه شده است، نتایج تقریباً مشابهی به‌دست آمده است. معادله به شرح زیر است:
T (ºC) = -61.92+321.98
ترمومتر دیگری نیز توسط (Cathelineau and Neiva, 1985) ارائه شده است که معادله آن به‌صورت زیر است.
T (ºC) = 213.3 + 17.5
نتایج به‌دست آمده از این معادله‌ها در جدول 6 آورده شده است.
جدول 6: نتایج ترمومتری کلریت ها
|
T(˚C) [36] |
T(˚C) [35] |
T(˚C) [34] |
Samples |
|
62/346 |
90/434 |
57/429 |
457 |
|
95/322 |
16/399 |
66/389 |
614 |
|
96/505 |
40/675 |
57/668 |
615 |
|
79/480 |
42/637 |
73/630 |
616 |
با استفاده از نتایج ترمومتری کلریت‌ها با استفاده از 3 معادله ذکر شده، این نتیجه به‌دست می‌آید که دمای محلول‌های گرمابی که بر سنگ اثر گذاشته‌اند و باعث ایجاد کلریت‌های نوع کروندوفیلیت (کلریت‌های ناشی از آلتراسیون الیوین ها) شده‌اند، بالا بوده است (400 تا 600 درجه سانتیگراد). از آنجایی که مقدار AlIV در مورد کلریت‌های موجود در زمینه سنگ صفر بوده است، لذا ترمومترهای فوق در تومومتری این نوع از کلریت‌ها ناتوان هستند.
بررسی‌های پتروگرافی و پترولوژیک نشان می‌دهد که بازالت‌های مورد مطالعه از نظر پتروگرافی و کانی‌شناسی تقریباً یکنواخت هستند و همگی از نوع بازالت هستند. عمده کانی‌های تشکیل دهنده این بازالت ها، فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن‌های سالم هستند. در نمونه‌های مورد مطالعه تبلور فلدسپارها قبل از تشکیل پیروکسن‌ها بوده است. بافت افیتیک در این سنگ‌ها شاهدی بر این موضوع است.
با توجه به یکنواختی بافتی و کانی‌شناسی بازالت‌های منطقه پل خاوند، می‌توان چنین بیان کرد که ماگمای تشکیل دهنده آنها بدون توقف و تفریق گسترده در مسیر به سطح زمین رسیده است. ویژگی‌های سنگ‌شناسی و شیمیایی نمونه ها، ارتباط آنها با یک رژیم زمین ساخت کششی را نشان می‌دهد. همراه بودن این بازالت‌ها با ماسه سنگ‌ها وجود یک محیط دریایی کم عمق را برای آنها به اثبات می‌رساند.
دلیل تشکیل نشدن گدازه بالشی در این منطقه، کم بودن عمق آب در هنگام بیرون ریختن گدازه است.
با استفاده از روش‌های ارائه شده می‌توان فشار را بر اساس AlIV و AlVI کلینوپیروکسن‌ها به‌دست آورد. با به کارگیری این روش اکثر نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده فشار متوسط قرار می‌گیرند.
با استفاده از ترمومتری کلریت ها، دمای آلتراسیون سنگ‌های بازالتی منطقه نیز تعیین شد. با به کارگیری این روش برای کلریت‌های حاصل از تجزیه الیوین (کروندوفیلیت) دمای 600-400 درجه سانتیگراد حاصل شده است.
با استفاده از دیاگرام‌های مختلف ارائه شده برای تعیین محیط تکتونیکی، این نتیجه حاصل شد که نمونه‌های مورد مطالعه متعلق به بازالت‌های درون صفحه‌ای هستند. مقایسه نمونه‌های پل خاوند با بازالت‌های منطقه ابیانه (سُه) نشان می‌دهد که بازالت‌های منطقه سُه نیز از نظر بافتی و کانی‌شناسی تقریباً یکنواخت هستند. همچنین، در دیاگرام‌های تعیین موقعیت تکتونیکی همچون نمونه‌های پل خاوند در محدوده بازالت‌های درون صفحه‌ای قرار می‌گیرند.
با توجه به اینکه در دیاگرام‌های تعیین ماهیت ماگما، نمونه‌های مورد نظر روی مرز بین محدوده آلکالن و ساب آلکالن قرار می‌گیرند، ماهیت اصلی این سنگ ها، انتقالی در نظر گرفته می‌شود. علت واقع شدن این نمونه‌ها در نزدیکی محدوده آلکالن، بالا بودن عناصر آلکالی، به‌علت اسپیلیتی شدن آنهاست. از این نظر نیز نمونه‌های مورد مطالعه شبیه به نمونه‌های منطقه سُه هستند. زیرا که بازالت‌های منطقه سُه نیز اسپیلیتی شده‌اند و مقدار عناصر آلکالی در آنها بالاست و در نمودارهای تعیین ماهیت ماگمایی در محدوده آلکالن قرار دارند. در نمودارهای عنکبوتی و بهنجارسازی که در آنها عناصر ناسازگار و نادر خاکی نسبت به گوشته اولیه و کندریت نرمالیزه شده‌اند، همه نمونه‌ها روند تقریباً مشابهی را نشان می‌دهند که بیانگر ﻣﻨﺸﺄ یکسان آنها و عدم رخداد تفریق گسترده در آنهاست. همة آنها در عناصر نادر سبک غنی شدگی و در عناصر نادر سنگین تهی شدگی نشان می‌دهند.
)