نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
بخش علوم زمین، دانشکده علوم، دانشگاه شیراز، شیراز، ایران
چکیده
کلیدواژهها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The Tertiary igneous rocks of Nodoushan area cropped out at about 130 km southwest of Yazd city in the Uromieh-Dokhtar Volcano-Plutonic belt. Based on the mineralogical and geochemical studies, these volcanic rocks are composed of dacite, andesite, olivine basalt, and also pyroclastic (crystalline tuff), and micro-granodioritic intrusive rocks. Based on Y-Nb versus Y-Zr and Zr/Al2O3 versus TiO2/Al2O3 tectonomagmatic diagrams, these rocks show some indications of magmatic arc tectonic setting. As observed from the Ce/P2O5 vs. Zr/TiO2 diagram which discriminates the magmatic arcs of active continental margin from post-collision magmatic arcs, the studied rocks belong to the post-collision arcs (PAP). In the spider diagram normalized to MORB, HFS elements shows depletion, characteristic of magmatism at the volcanic arc setting. The K, Rb and Th enrichment as well as the negative anomaly of Ti, Ta, Nb and P indicate that the rocks studied formed in subduction zone.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
در کمربند ماگمایی ارومیه- دختر مجموعهای از سنگهای آذرین ترشیری بر روی پیسنگ ایران مرکزی قرار دارند. بدنه اصلی این کمربند را سنگهای آتشفشانی ائوسن پدید آوردهاند. این فعالیتهای آتشفشانی تنها محدود به ائوسن نبوده بلکه در چندین مرحله دیگر نظیر اولیگوسن آغازی، میوسن میانی، پلیوسن وکواترنر تکرار شده است و آتشفشانهای غیرفعال و نیمهفعال کنونی را باید ادامه همین مراحل محسوب کرد (آقانباتی، 1383). ترکیب شیمیایی این سنگها از اسیدی تا بازی متغیر است ولی در یک نگاه کلی، ویژگی بارز آتشفشانی اصلی ائوسن ایران دو ترکیبی بودن آن است. بهاین صورت که ماگمای بازیک با منشأ گوشتهای، ضمن ذوب پوسته قارهای موجب تشکیل ماگمای اسیدی شده است (آقانباتی، 1383). سن بیشتر سنگهای نفوذی، الیگوسن- میوسن است که همراه با سنگهای آتشفشانی همین زمان و تودههای نیمهعمیق پلیوسن با حجم به مراتب کمتر در کنار واحدهای سنگی ائوسن نمایان هستند. این پهنه یک محور شکسته و پویا از نظر فعالیت آتشفشانی (در کرتاسه فوقانی و ائوسن) و نفوذی (در الیگوسن و میوسن) بهشمار میرود (معینوزیری، 1377).
از دیرباز این منطقه به واسطه پدیدههای مختلف ماگمایی و معدنی مورد توجه زمینشناسان بوده است. نخستین بار Amidi (1977) ژئوشیمی سنگهای ماگمایی را بررسی نموده است. ترابی (1378) ماگماتیسم شوشونیتی در شمال منطقه و نقرهئیان و همکاران (1386)، ژئوشیمی و پتروژنز ماگماتیسم بخشهای میانی این منطقه را مطالعه کردهاند. شرافت (1376) ضمن بررسی افیولیتها و خاستگاه کانسارهای آهن در شرق منطقه، در بخشی از پایاننامه خود، ولکانیسم داسیتی جوان منطقه را نیز مطالعه نموده است.
در این نوشتار کوشش شده است تا بر اساس اطلاعات صحرایی، بررسیهای سنگشناختی و نیز نتایج آنالیزهای شیمیایی سنگهای آتشفشانی رخنمون یافته، ویژگیهای ژئوشیمیایی، سنگزایی و خاستگاه سنگهای آذرین این محدوده، بررسی شوند.
زمینشناسی عمومی منطقه
محدوده مورد بررسی بین عرضهای جغرافیایی ²31 ¢52 °31 تا ²35 ¢53 °31 شمالی و طولهای جغرافیایی ²54 ¢22 °53 تا ²14 ¢24 °53 شرقی در 130 کیلومتری جنوبغرب شهرستان یزد و 25 کیلومتری جنوبغرب دهستان ندوشن از توابع شهرستان صدوق قرار دارد (شکل 1). این محدوده در قسمت شمالشرق نقشه 100000/1 کفهتاقستان قرار دارد. این ورقه (کفهتاقستان) بخشی از چهارگوش 250000/1 آباده است. از نظر زمینشناسی ساختاری، محدوده مورد مطالعه بر اساس تقسیمبندی Stocklin(1968) بر روی کمربند ماگمایی ارومیه- دختر واقع شده است. عمدهترین واحد زمینساختی عملکننده در منطقه، گسل دهشیر- بافت است. عملکرد این گسل با روند شمالغرب- جنوبشرق، در شمالشرقی منطقه، موجب دگرشکلی شدید واحدهای سنگی و بههم ریختن روابط آنها بوده است (شکل 2). به همین علت، کمتر سنگی را در منطقه برجا میتوان یافت و داوری درباره پالئوژئوگرافی و جنبشهای کوهزایی در تاریخ منطقه بسیار دشوار است.
شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راههای دسترسی به محدوده مورد مطالعه
شکل 2- شکستگیهای موجود در سنگهای منطقه
سنگهای آتشفشانی، بخش عمده رخنمونهای محدوده مورد مطالعه را تشکیل میدهند و دارای مورفولوژی تپههای کمارتفاع کوچک و بزرگ هستند. بهعلت فراوانی فعالیت آتشفشانی ائوسن در محدوده مورد مطالعه و همچنین گستردگی و حجم زیاد این مواد، تنوع سنگشناسی چندانی وجود ندارد. بر اساس مقاطع نازک تهیهشده از نمونههای مختلف سنگی (در ادامه به آنها پرداخته خواهد شد) و نقشه زمینشناسی 10000/1 تهیه شده طی عملیات صحرایی 5 واحد سنگی قابل تفکیک و تشخیص هستند (شکل 3).
قدیمیترین واحدهای آتشفشانی منطقه، گدازههای آندزیتی هستند. این واحد با رنگ سبز تا خاکستری تیره و لایهبندی متوسط تا ضخیملایه و تودهای نمایان است. واحد توف بلورین، جوانترین افقهای آتشفشانی ائوسن در منطقه بهشمار میآیند که در بخشهای مختلف منطقه به صورت بین لایهای با سنگهای آتشفشانی قرار گرفته است. این واحد با ضخامت 150 تا 300 متر تناوبی از توفهای اسیدی را در بر دارد که با رنگهای قرمز و سبز تیره نمایان هستند. گنبدهای داسیتی بخشی از توالی ولکانیکی دوره ائوسن است. تمامی رخنمونهای این واحد تحت تأثیر محلولهای گرمابی، دگرسان شدهاند. بنابراین، رخنمونهای آنها غالباً نرم بوده و در سطح هوازده بهرنگ خاکستری روشن تا قرمز متمایل به قهوهای و در سطح تازه بهرنگ خاکستری روشن مشاهده میشوند. واحد الیوینبازالت در بخشهای جنوب، جنوبشرق و شمالشرق محدوده رخنمون دارند که دارای رنگ نسبتاً سیاه هستند. واحد نفوذی موجود در منطقه از جنس میکروگرانودیوریت است. زمان پیدایش این واحد جوانتر از ائوسن است. Amidi (1977) بر اساس سنسنجی رادیومتری بهروش روبیدیم- استرانسیم بر روی سنگکل، زمان جایگیری واحد گرانودیوریتی منطقه را 17 تا 19 میلیون سال قبل تعیین نموده است.
شکل 3- نقشه زمینشناسی منطقه مورد بررسی (قبادی، 1390)
روش انجام پژوهش
در طی عملیات صحرایی از واحدهای مختلف سنگی تعداد 49 نمونه برداشت شد. بهمنظور شناسایی ترکیب سنگشناسی و روابط بافتی از همه آنها مقطع نازک میکروسکوپی تهیه و مورد بررسی قرار گرفت و نقشه زمینشناسی به مقیاس 10000/1 از محدوده تهیه شد. تعداد 8 نمونه از سنگهای دگرساننشده برای آنالیزهای زمینشیمیایی به آزمایشگاه کانساران بینالود جهت آنالیز عناصر اصلی بهروش XRF و آزمایشگاه SGS کانادا جهت آنالیز عناصر کمیاب و نادر خاکی بهروش ICP-MS فرستاده شدند که نتایج آن به ترتیب در جدولهای 1 و 2 آورده شدهاند.
جدول 1- درصد اکسیدهای اصلی (wt%) نمونههای محدوده مورد مطالعه به روش XRF
|
Sample |
NK36 |
NK29 |
NK38 |
NK40 |
NK12 |
NK10 |
NK9 |
NK39 |
|
SiO2 |
69.04 |
68.83 |
68.82 |
67.51 |
66.28 |
64.89 |
61.3 |
60.34 |
|
Al2O3 |
16.31 |
14.54 |
17.96 |
15.33 |
19.04 |
17.53 |
14.86 |
15.47 |
|
Fe2O3 |
2.8 |
3.39 |
1.92 |
3.39 |
2.15 |
2.95 |
7.16 |
6.77 |
|
CaO |
0.04 |
2.24 |
0.03 |
0.01 |
0.08 |
0.12 |
3.79 |
4.63 |
|
Na2O |
0.11 |
3.11 |
1.16 |
0.14 |
0.11 |
0.5 |
2.47 |
2.88 |
|
K2O |
5.37 |
3.84 |
6.68 |
4.67 |
4.98 |
6.08 |
3.06 |
2.94 |
|
MgO |
1.95 |
1.43 |
0.45 |
0.64 |
0.72 |
0.95 |
4.25 |
4.07 |
|
TiO2 |
0.543 |
0.292 |
0.505 |
0.313 |
0.461 |
0.535 |
0.605 |
0.6 |
|
MnO |
0.008 |
0.116 |
0.004 |
0.029 |
0.001 |
0.012 |
0.149 |
0.146 |
|
P2O5 |
0.048 |
0.103 |
0.022 |
0.015 |
0.045 |
0.016 |
0.117 |
0.123 |
|
SO3 |
0.2 |
0.165 |
0.037 |
3.154 |
3.945 |
1.915 |
0.295 |
0.135 |
|
L.O.I |
3.42 |
1.54 |
2.18 |
4.41 |
4.13 |
4.16 |
1.81 |
1.57 |
|
Total |
99.66 |
99.6 |
99.77 |
99.61 |
101.94 |
97.66 |
99.87 |
99.67 |
جدول 2- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر کمیاب نمونهها به روش ICP-MS (بر حسب ppm)
|
NK9 |
NK10 |
NK12 |
NK29 |
NK36 |
NK38 |
NK39 |
NK40 |
Sample |
|
42 |
2 |
4 |
4 |
27 |
2 |
33 |
3 |
Cr |
|
35.1 |
16.1 |
20 |
26.7 |
6.5 |
15.3 |
76 |
106 |
Co |
|
16 |
0.4 |
1.1 |
1.4 |
0.5 |
0.4 |
14.6 |
0.4 |
Ni |
|
70 |
22 |
14 |
190 |
27 |
22 |
154 |
21 |
Zn |
|
137 |
314 |
155 |
147 |
274 |
238 |
114 |
170 |
Rb |
|
347 |
108 |
84.7 |
247 |
369 |
184 |
350 |
40.7 |
Sr |
|
22.9 |
4.8 |
5.3 |
14.3 |
7.7 |
4.3 |
24.8 |
1.7 |
Y |
|
110 |
30.6 |
72.3 |
57.5 |
54.5 |
56.7 |
120 |
45 |
Zr |
|
10.5 |
16.7 |
11.8 |
10.4 |
10.5 |
16.3 |
10.4 |
2.2 |
Nb |
|
779 |
1160 |
444 |
734 |
966 |
2340 |
703 |
460 |
Ba |
|
19.8 |
25.4 |
14.2 |
18.7 |
20.7 |
18.4 |
20.9 |
31.3 |
Ga |
|
1.23 |
1.24 |
1.21 |
1.48 |
0.83 |
1.33 |
1.83 |
0.17 |
Ta |
|
2.96 |
0.8 |
1.28 |
1.56 |
1.26 |
1.21 |
2.77 |
0.64 |
Hf |
|
0.07 |
0.06 |
0.03 |
0.03 |
0.07 |
0.02 |
0.05 |
0.25 |
In |
|
0.18 |
1.53 |
2.58 |
0.18 |
2.5 |
0.77 |
0.14 |
6.91 |
Bi |
|
2.64 |
0.53 |
0.07 |
2.42 |
0.09 |
1.14 |
2.4 |
0.2 |
Na |
|
20 |
11 |
21 |
15 |
27 |
6 |
20 |
10 |
Li |
|
8 |
6.4 |
10.3 |
11 |
6.2 |
6.8 |
7.1 |
3.2 |
Th |
|
139 |
31 |
27 |
42 |
74 |
20 |
140 |
42 |
V |
|
1.99 |
1.13 |
1.43 |
2.89 |
1.86 |
1.71 |
1.75 |
1.69 |
U |
|
11 |
22.7 |
6.6 |
115 |
7.3 |
17.5 |
12.3 |
1020 |
Pb |
|
560 |
120 |
240 |
450 |
300 |
150 |
590 |
210 |
P |
|
19.9 |
9.9 |
5.3 |
6.2 |
13.7 |
8.3 |
20.9 |
10.1 |
Sc |
|
23.3 |
25.9 |
21 |
27.1 |
33.9 |
18.8 |
22.6 |
8.5 |
La |
|
48.4 |
47.8 |
41 |
48.7 |
65.8 |
38.3 |
46 |
15.8 |
Ce |
|
5.27 |
4.32 |
3.94 |
4.7 |
6.38 |
3.78 |
5.05 |
1.45 |
Pr |
|
20 |
13.3 |
12.4 |
15.6 |
19.3 |
11.9 |
19.6 |
4.8 |
Nd |
|
4.32 |
2 |
1.78 |
2.75 |
2.87 |
1.84 |
4.27 |
0.74 |
Sm |
|
1.19 |
0.63 |
0.43 |
0.88 |
0.74 |
0.83 |
1.21 |
0.26 |
Eu |
|
4.54 |
1.42 |
1.46 |
2.62 |
2.18 |
1.26 |
4.6 |
0.51 |
Gd |
|
0.71 |
0.19 |
0.2 |
0.41 |
0.33 |
0.18 |
0.72 |
0.07 |
Tb |
|
3.99 |
0.9 |
0.94 |
2.26 |
1.59 |
0.81 |
4.12 |
0.27 |
Dy |
|
0.78 |
0.19 |
0.19 |
0.46 |
0.3 |
0.17 |
0.8 |
0.06 |
Ho |
|
2.47 |
0.68 |
0.7 |
1.54 |
1.01 |
0.63 |
2.48 |
0.25 |
Er |
|
2.1 |
0.7 |
0.7 |
1.4 |
0.9 |
0.8 |
2 |
0.3 |
Yb |
|
0.32 |
0.11 |
0.11 |
0.22 |
0.14 |
0.14 |
0.31 |
0.06 |
Lu |
پتروگرافی
مطالعات پتروگرافی نشان میدهد که گدازههای آندزیتی، توف بلورین با ترکیب آندزیتی، داسیت، الیوینبازالت و میکروگرانودیوریت، واحدهای تشکیلدهنده محدوده مورد مطالعه هستند که شرح داده خواهد شد.
گدازههای آندزیت- تراکیت
این سنگها دارای بافت پورفیری با زمینه تراکیتی هستند. زمینه سنگهای آندزیتی از میکرولیتهای ریز و جهتیافته پلاژیوکلاز که مقداری شیشه نیز در بین آنها وجود دارد تشکیل شده است. پلاژیوکلاز، کانی اصلی این سنگ بوده و بهشدت دگرسان شده است (شکل 4- الف).
کوارتز بهصورت ریز و پراکنده در متن سنگ حضور دارد. همچنین مقادیر کمی بیوتیت دیده میشود.
آمفیبول نوع هورنبلند عمدتاً دگرسانشده و توسط مجموعه کلریت، کلسیت و اوپاک جانشین شدهاند. این بلورها تا حد زیادی به اپیدوت، کلریت، کانی اپاک و بیوتیت دگرسان شدهاند. کانیهای ثانوی سنگ شامل سریسیت، اپیدوت، سیلیس و کانیهای اکسیدی و هیدروکسیدی آهن است (شکل 4- ب).
|
|
|
|
شکل 4- تصاویر مقاطع میکروسکوپی؛ الف) فنوکریست پلاژیوکلاز در نمونهای از آندزیت که به کانیهای رسی دگرسان شده است، ب) بافت پورفیری و پلاژیوکلازهای سوسوریتی شده، زمینه فنوکریستها از میکرولیتهای ریز و جهتیافته پلاژیوکلاز حاوی مقداری شیشه تشکیل شده است (Plg: پلاژیوکلاز، Am: آمفیبول، Ep: اپیدوت) |
|
توف بلورین
این سنگها دارای بافت پورفیروکلاستی هستند (شکل 5- الف). درشتبلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز بهصورت شکستهشده و بیشکل در متن سنگ حضور دارند که بیشتر به کانیهای ثانویه تجزیه شدهاند (شکل 5- ب). درشتبلورهای پیروکسن در بیشتر موارد با حاشیه خوردهشده و گردشده مشخص هستند. در موارد نادری بافت خوردهشدگی حلقوی نیز دیده میشود که این شواهد بافتی نشانگر عدم تعادل این درشتبلورها در مذاب است (شکل 6- ب).
زمینه نهانبلور سنگ از کانیهای فلسیک پدید آمده است. در برخی از نمونهها، شیشه، سازنده اصلی زمینه بهشمار میآید. زمینه شیشهای سنگ بهطور وسیع به سیلیس کریپتو- میکروکریستالین، ریزبلورهای اکسید آهن و بهندرت به اپیدوت تبدیل شده است. کانیهای اپاک بهصورت لکههایی نسبتاً بزرگ و متشکل از بلورهایی بیشکل ملاحظه میشود. کانیهای
اکسیدی- هیدروکسیدی آهن در شکستگیها و بهصورت رگه و رگچه ظاهر شدهاند. این واحدهای توفی دارای ترکیب آندزیتی هستند.
|
شکل 5- تصاویر مقاطع میکروسکوپی؛ الف) بافت پورفیروکلاست در توفهای بلورین، ب) درشتبلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز شکستهشده و بیشکل در زمینه دانهریز از همین کانیها و شیشه، پیروکسن با حواشی گردشده و خوردهشده مشخص است (Px: پیروکسن، Plg: پلاژیوکلاز) |
|
گنبدهای داسیتی
پلاژیوکلاز، فلدسپاتآلکالن، کوارتز و در برخی مقاطع بیوتیت، ترکیب کانیشناسی این سنگها را پدید آوردهاند. بافت گلومروپورفیری در بعضی نمونهها دیده میشود. همچنین فلدسپاتها بهطور قابل ملاحظهای به کانیهای رسی و بیوتیت و بهندرت اپیدوت دگرسان شدهاند (شکل 6- الف).
فلدسپاتهای شکلدار گاه با حواشی تحلیلرفته که عمدتاً پلاژیوکلاز و بهندرت آلکالیفلدسپات است، مهمترین درشتبلورها هستند (شکل 6- ب). در مواردی درشتبلورهای پلاژیوکلاز با بافت غربالی مشاهده میشوند که از شواهد عدمتعادل بلور تشکیلشده با مذاب است (شکل 6- ب).
از طرفی درشتبلورهای پلاژیوکلاز با منطقهبندی نوسانی ویژهای مشاهده شدند که این مورد نیز از نشانههای تبلور در شرایط فیزیکوشیمیایی ناپایدار است. تحلیلرفتن یک فاز جامد در یک فاز شارهای نشانه تحت اشباع بودن شاره یاد شده از آن فاز است. یعنی فازی که قبلاً بهعلت اشباع بودن در شاره اولیه از آن متبلور شده، به واسطه تغییر شرایط، دستخوش انحلال شده است (Shelley, 1993).
تغییر ترکیب شاره، حاصل تغییرات ناگهانی دما، فشار، فوگاسیته اکسیژن، فشار بخار آب، هضم سنگهای درونگیر و یا اختلاط با آبگونهای دیگر است (Shelley, 1993).
|
شکل 6- تصاویر مقاطع میکروسکوپی؛ الف) بافت گلومروپرفیری در داسیت، ب) آثار خوردگی در بلور پلاژیوکلاز موجود در داسیت، پلاژیوکلازها شدیداً به کانیهای رسی دگرسان شدهاند (Qtz: کوارتز، Plg: پلاژیوکلاز و Bio: بیوتیت) |
|
الیوینبازالت
پیروکسن، پلاژیوکلاز، الیوین، کلسیت، سریسیت، کلریت و مگنتیت، سازندگان این سنگها هستند. دارای بافت پورفیری بوده و فنوکریست غالب پیروکسن با ساختمان منطقهبندی است (شکل 7- الف). زمینه این سنگها بیشتر از ریزبلورهای پلاژیوکلاز و دانههای کوچک پیروکسن تشکیل شده است که اولیوین (تا 10 درصد) و کانیهای کدر نیز در فضای بین آنها دیده میشوند. در این سنگها نیز برخی از پیروکسنها، خوردگی خلیجی و حاشیه دندانهدار نشان میدهند. این پدیده بیانگر عدم تعادل است (شکل 7- ب). مشاهدات میکروسکوپی درشتبلورهای پیروکسن را به دو شکل زیر نشان داده است: الف) درشتبلورهای خودشکل با داشتن ماکل قطاعی و ساختار منطقهای که نشان میدهد این پیروکسنها از مذاب بهطور مستقل متبلور شدهاند و سپس دستخوش تغییرات قرار نگرفتهاند (شکل 7- الف)؛ ب) پیروکسن در همیافتی نزدیک با هورنبلند، بهگونهای که بافت دانهای نشان میدهد. به نظر میرسد این نسل از پیروکسنها متعلق به قطعاتی از یک گابرو یا دیوریت هستند که هماکنون بهصورت آنکلاو در سنگهای آتشفشانی شناور شدهاند (شکل 7- ب).
میکروگرانودیوریت
رخداد صحرایی این تودهها بهشکل زبانههای کوچک و دایک است که سنگهای آتشفشانی را قطع کردهاند و بهنظر میرسد از منشأ نیمهعمیق باشند. این سنگها دارای کوارتز، پلاژیوکلاز، فلدسپاتآلکالن و بهطور محلی بیوتیت هستند. نام سنگهای این واحد بر پایه بافت و ترکیب کانیشناسی در حد میکروگرانودیوریت است. بافت این واحد نفوذی، پورفیروئیدی با زمینه میکروگرانولار است (شکل 8). مهمترین تشکیلدهندههای سنگها پلاژیوکلاز و کوارتز هستند و زمینه غالباً شامل کوارتز- فلدسپات، کلریت، اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن است.
|
|
|
شکل 7- الف) بلور درشت پیروکسن با ساختار منطقهای در الیوین بازالتها، ب) نمایی از خوردگی خلیجی بلور پیروکسن در الیوینبازالت (Px: پیروکسن، Am: آمفیبول، Plg: پلاژیوکلاز، Op: اپاک)
|
|
شکل 8- بافت پورفیروئیدی با زمینه میکروگرانولار در میکروگرانودیوریتها |
ژئوشیمی
ردهبندی سنگهای آذرین و نوع ماگما
از معیارهای ژئوشیمیایی، مثل مقادیر TiO2، قلیاییها، آهن، منیزیم و غیره، غالباً برای تشخیص و نامگذاری سنگهای آذرین استفاده میشود (Miyashiro, 1978). با توجه به شدت دگرسانی گرمابی در این منطقه که آثار آن در تمامی مقاطع مشهود است به نظر میرسد که استفاده از نمودارهایی که از عناصر نامتحرک استفاده میشود، نتیجهای بهتر از نمودارهایی دارد که در آنها از اکسیدهای عناصر اصلی استفاده شده است. با توجه به دادههای ژئوشیمیایی نمونههای آنالیز شده (جدولهای 1 و 2)، این نمونهها بر اساس نمودارهای Winchester و Floyd (1977) در محدوده آندزیت و داسیت- ریوداسیت قرار میگیرند (شکلهای 9- الف و ب). جهت تعیین سری ماگمایی از نمودار Irvin و Baragar (1971) استفاده شده است و همه نمونهها در محدوده ساب آلکالن قرار گرفتند (شکل 10- الف). همچنین بر اساس نمودار Peacock (1931) جهت تمایز سنگهای آتشفشانی به کلسیمی و قلیایی، نمونهها در محدوده کلسیمی قرار میگیرند (شکل 10- ب). بنابراین سنگهای آتشفشانی منطقه از نوع کلسیک هستند.
|
شکل 9- موقعیت نمونهها؛ الف) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 و ب) نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977) |
|
|
شکل 10- الف) موقعیت نمونهها در نمودار تقسیمبندی سنگهای آتشفشانی به آلکالن و سابآلکالن بر اساس مجموع آلکالی در برابر سیلیس (Irvin and Baragar ,1971). ب) موقعیت نمونهها در نمودار تقسیمبندی سنگهای آتشفشانی به کلسیک و قلیایی بر اساس مجموع آلکالی در برابر سیلیس (Peacock, 1931) |
|
الگوی زمینساختی- ماگمایی
نمودارهای متمایزکننده محیطهای تکتونوماگمایی، نمودارهای تغییرات ژئوشیمیایی هستند که در آن ماگماهای تولید شده و جایگاههای متفاوت تکتونیکی میتوانند بر اساس شیمی آنها از یکدیگر متمایز شوند (Pearce and Cann, 1973). نخستینبار Pearce و Cann (1973) نظریه استفاده از شیمی سنگکل را برای شناسایی ماگماهای مربوط به محیطهای زمینساختی مختلف ارائه دادند. البته بنا بر نظر ایشان، نمودارهای جدایشی بهندرت محیط زمینساختی قدیمی را بدون ابهام تعیین میکنند. این نمودارها بیانگر یک محیط زمینساختی احتمالی هستند ولی نمیتوانند تأیید قاطعی بر یک محیط خاص زمینساختی باشند. غلظت عناصر تشکیلدهنده یک ماگمای اولیه تابعی از غلظت عناصر در گوشته، میزان ذوب، فرآیندهای تبلور جدایشی و تأثیرهای آلایش پوسته است. در مقایسه با عناصر دیگر، عناصر کمیاب ماهیت ماگمای اولیه را بهتر نشان میدهند. برای شناسایی محیط زمینساختی سنگهای آتشفشانی محدوده از نمودارهای مختلفی استفاده شد. بر اساس نمودارهای Pearce و همکاران (1984) و Muller و Groves (1997) تمامی نمونهها در گستره سنگهای آتشفشانی قوسهای آتشفشانی قرار میگیرند (شکلهای 11- الف و ب و 12- الف و ب). برای تفکیک قوسهای ماگمایی حاشیه فعال قارهای و قوسهای ماگمایی پس از برخورد نیز از نمودار Muller و Groves (1997) استفاده شد که در این نمودار، نمونهها در گستره قوسهای پس از برخورد (PAP) قرار گرفتهاند (شکل 12- ج). به اعتقاد معینوزیری (1383) اقیانوس نئوتتیس بهعلت حرکت صفحه آفریقا به سمت شمالخاوری، به زیر خردقاره ایران مرکزی فرورانش کرده است. همخوانی زونهای فرورانش و برخورد با تیغههای گرمابی قدیمی که در مزوزوئیک ریفتهای درون قارهای را بوجود آورده بودند، میتوانست موجب بههمخوردگی نظم کلاسیک ماگماتیسم در محیطهای زمینساختی نامبرده شده باشد. شکستهشدن پوسته اقیانوسی نئوتتیس در کرتاسه بالایی این امکان را فراهم کرده تا بخش فرورفته و متوقف شده این پوسته بهطور یکنواخت گرم شده و سبب ایجاد آتشفشان شدید دوره ائوسن شود. این پدیده در دوره ترشیری نیز با شدت کمتری ادامه داشته است (آقانباتی، 1383). به اعتقاد پژوهشگران (آقانباتی،1383؛ Berberian and Berberian, 1981) اغلب تودههای نفوذی و نیمهآتشفشانی ترشیری ایران با سن الیگومیوسن مشخص هستند و حاصل تخلیه فشاری مخازن ماگمایی ژرف زیر آتشفشانهای ائوسن در دورههای کوهزایی پیرنه و آسترین هستند (معینوزیری، 1383).
در شکل 13 الگوی توزیع عناصر نادر خاکی نمونههای منطقه نسبت به کندریت (Taylor and Mclennan, 1985) بههنجار شده است. بر اساس این نمودار، تمامی نمونهها نسبت به کندریت از لحاظ REEها غنیتر هستند. در این میان عناصر نادر خاکی سبک (LREE) غنیشدگی بیشتری نسبت به انواع سنگین (HREE) نشان میدهند. تطابق الگوی تغییرات عناصر نادر خاکی میتواند نشانه خاستگاه مشترک این سنگها باشد (Henderson, 1984). بیهنجاری Eu در نمونهها (Eu/Eu*=0.87) اندکی مثبت است. بیهنجاری یوروپیم، عمدتاً توسط فلدسپاتها کنترل میشود، زیرا Eu (در حالت دو ظرفیتی)، برخلاف REE سهظرفیتی که در پلاژیوکلاز و فلدسپات پتاسیم عناصری ناسازگارند، عنصری سازگار بهشمار میآید. بنابراین، وجود فلدسپات باعث بیهنجاری مثبت Eu خواهد شد. همچنین ناهنجاری اندکی مثبت Eu میتواند دلیلی بر فشار بخشی بالای اکسیژن در سنگ های آتشفشانی منطقه باشد (Rollinson, 1993). وجود کانیهای اپاک مانند مگنتیت و هماتیت در سنگها نیز دلیلی بر مدعاست.
|
شکل 11- الف) تعیین محیط زمینساختی سنگهای آتشفشانی منطقه مورد بررسی با استفاده از نمودار Nb/Y (Pearce et al., 1984)، ب) نمودار Y/Zr برای تعیین محیط زمینساختی سنگهای گستره مورد بررسی (Muller and Groves, 1997)
|
||
|
شکل 12- الف) و ب) نمودار Zr/Al2O3-TiO2/Al2O3 (Muller and Groves, 1997) جهت تعیین محیط تکتونیکی، ج) نمودار Ce/P2O5-Zr/TiO2 (Muller and Groves, 1997)، برای تفکیک قوسهای ماگمایی حاشیه فعال قارهای و قوسهای ماگمایی پس از برخورد (WIP: موقعیت داخل صفحهای، AR: وابسته به قوسهای آتشفشانی، CAP: قوس حواشی فعال قارهای، PAP: قوس پس از برخورد، IOP: قوس اقیانوسی آغازین، LOP: قوس اقیانوسی تأخیری) |
||
در نمودار عنکبوتی بههنجار شده نسبت به MORB (Pearce, 1983)، سنگهای منطقه از عناصر HFSE تهیشدگی نشان میدهند
(شکل 14) که این وضعیت شاخص سنگهای آتشفشانی وابسته به قوس آتشفشانی است (Zanetti et al., 1999).
|
شکل 13- الگوی عناصر نادر خاکی بههنجار شده نسبت به کندریت (Taylor and Mclennan, 1985) برای نمونههای مورد مطالعه |
شکل 14- نمودار عنکبوتی بههنجار شده نسبت به MORB (Pearce, 1983) برای نمونههای مورد مطالعه |
همانطور که در شکل مشاهده میشود، نمونهها از عناصر K، Rb و Th غنیشدگی نشان میدهند که این غنیشدگی ویژگی سنگهای ماگمایی کمانها یا قوسهای آتشفشانی است (Rollinson, 1993). این عناصر ویژه سنگهای پوستهای هستند و میتوانند نشاندهنده هضم سنگ های پوسته توسط مذاب اولیه باشند. از طرفی وجود بیهنجاری منفی عناصر Ti، Ta، Nb و P در روند تغییرات عناصر کمیاب نمونهها، میتواند نشانگر شکلگیری سنگها در منطقه فرورانش باشد (Wilson, 1989).
در مناطق فرورانش، شارههای آزاد شده از بخش فوقانی لیتوسفر فرورونده که از Nb فقیر و از LILE غنی هستند، به گوه گوشتهای افزوده میشوند (Borg et al., 1997). بالا بودن میزان عناصر Ba، Rb، K و Ce در این سنگها نشانگر این موارد است: الف) هضم سنگهای پوسته قارهای در مسیری که مذاب از پوسته تحتانی و گوشته فوقانی سنگها را در نوردیده است؛ ب) دخالت ماگمایی از خاستگاه پوسته قارهای (ذوب بخشی) یا ماگمایی از منشأ عمیقتر (اختلاط ماگمایی)؛ ج) تأثیر متاسوماتیسم آلکالن بر سنگهای منطقه در طی و یا پس از تبلور و جایگیری این سنگها؛ د) وجود دگرسانیهای گرمابی گسترده در سنگهای منطقه (کائولینیتیشدن با دگرسانی کوارتز- سریسیت) که حاصل تأثیر سیالات ماگمایی غنی از عناصر پوستهای است؛ ه) در بخش شمالی منطقه، سری تفریقیافته سنگهای متعلق به ماگماتیسم شوشونیتی (ترابی، 1378) با غنیبودن از سنگهای پتاسیمدار دیده میشود.
نتیجهگیری
ترکیب سنگشناسی محدوه مورد بررسی، شامل سنگهای آتشفشانی اسیدی و بازی دارای سن ائوسن و سنگهای نفوذی میکروگرانودیوریتی دارای سن جوانتر (پس از ائوسن) هستند که شامل: داسیت (حاوی کانیهای اصلی کوارتز و پلاژیوکلاز)، آندزیت، الیوینبازالت (دارای کانیهای اصلی پلاژیوکلاز، پیروکسن و مقداری الیوین و آمفیبول)، توفهای بلورین دارای بافت پورفیروکلاستی با ترکیب آندزیت و سنگهای نفوذی میکروگرانودیوریتی دارای بافت پورفیری با زمینه میکروگرانولار هستند. کانیهای ثانویه موجود در نمونهها شامل کانیهای رسی، اپیدوت، سریسیت، کلریت و بیوتیت است.
وجود پیروکسن و پلاژیوکلازهای با حواشی خرده شده معمولاً معلول شرایط تشکیل این کانیها در محیطی کاملاً نامتعادل، همچون نوسانهای ناشی از حضور ماگماهای همزمان، قرارگیری در شرایط نزدیک به سطح زمین، ناآرام بودن محیط تشکیل کانیها، اکسایش و تغییرات ترکیب شیمیایی ماگماهاست.
سنگهای منطقه از عناصر LILE غنیشده و از عناصر HFSE نسبت به MORB تهی شدهاند که این شاخص سنگهای آتشفشانی وابسته به قوسهای آتشفشانی است. همچنین وجود بیهنجاریهای منفی عناصر Ti، Ta، Nb و P در روند تغییرات عناصر کمیاب نمونهها، میتواند نشانگر شکلگیری سنگها در منطقه فرورانش باشد. بر اساس نمودارهای Y-Nb، Y-Zr و Zr/Al2O3-TiO2/Al2O3 تمامی نمونهها در گستره قوسهای آتشفشانی قرار میگیرند.
)