Document Type : Original Article
Authors
گروه زمین شناسی دانشگده علوم پایه دانشگاه بین المللی امام خمینی
Abstract
Keywords
زمینشیمی و جایگاه پالئوتکتونوماگمایی سنگمادر
متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم (شمالباختری رشت)
محسن نصرآبادی * و محمد سعادت
گروه زمینشناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه بینالمللی امام خمینی(ره) قزوین، قزوین، ایران
چکیده
مجموعة دگرگونی اسالم، بیشتر متابازیت، متاپلیت و سرپانتینیت است. متابازیتها دگرگونی در رخسارههای شیستسبز و شیستآبی را نشان میدهند. سنگهای رخساره شیستسبز از نوع برگواره و تودهای بوده و دارای مجموعه کانیشناسی، اکتینولیت، کلریت، آلبیت و اپیدوت هستند. شیستهای آبی دارای مجموعه کانیشناسی آمفیبول سدیک، اپیدوت و فنژیت هستند. تجزیه شیمیایی کل سنگ این متابازیتها، نشان میدهد که سنگمادر (پروتولیت) آنها دارای ترکیب بازالتی تا آندزیتی با سرشت بیشتر کالکآلکالن بوده است. برپایه نمودارهای شناساییِ جایگاه زمینساختی ماگما (تکتونوماگماتیک)، سنگمادر این متابازیتها وابسته به جزایر کمانی و تا اندازهای پشتههای میاناقیانوسی بوده است. الگوی عناصر خاکی نادر و نمودارهای عنکبوتی متابازیتهای اسالم نیز همانند ماگماتیسمِ حدواسط و بازیک در جزایر کمانی یا بالای پهنه فرورانش است. احتمالاً سنگهای رخساره شیستسبز و شیستآبیِ مجموعة دگرگونی اسالم معادل جزایر کمانی یا پوسته اقیانوسی داغ و جوان بالای پهنه فرورانش بودهاند. برخلاف سنگکره اقیانوسی فرورویِ هموار و ستبر پالئوتتیس، در این بخش از پهنه اقیانوسی با انباشتهشدن در بخشهای سطحیتر، منشورهای بههمافزوده کانال فرورانش دچار شرایط دگرگونی رخسارههای شیستآبی و سبز شده و متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم پدید آمدهاند.
واژههای کلیدی: شیمی سنگ کل، جایگاه پالئوتکتونوماگمایی، متابازیت، مجموعة دگرگونی اسالم، البرز
مقدمه
از دیرباز سنگشناسان، با بررسی سرزمینهای دگرگونی سه هدف بنیادین را دنبالکردهاند: (1) بررسی فابریک سنگها برای روشنشدن ارتباط رویدادهای دگرگونی و دگرریختی؛ (2) شناسایی و بررسی روند تغییر شرایط دما و فشار دگرگونی برای اندازهگیری گرادیان زمینگرمایی و بهدنبال آن، شناسایی جایگاه دیرینهزمینساختیِ ماگما (Paleotectonomagmatic) پیش از فرایند دگرگونی؛ (3) بررسی سنگمادر سنگهای دگرگونی برای شناخت پهنه زمینپویای (ژئودینامیک) پیدایش آنها.
نمودارهای شناسایی پهنه زمینساختی ماگما که از دیرباز تاکنون بهکار برده شدهاند (Pearce and Cann, 1973; 1971; Vermeesch, 2006; Verma et al., 2006; Dilek et al., 2007; Agrawal et al., 2008; Pearce, 2008; Sheth, 2008; Verma, 2010; Verma et al., 2011; Hollocher et al., 2012; Verma and Vrema, 2013; ) مکمل دیگر روشهای سنگشناسی برای تفسیر دادههای زمینشیمیایی هستند.
در بررسی فرایندهای زمینساختی پهنههای کوهزایی، سنگهای بازیک و الترابازیک دگرگونشده از گروههای سنگی کلیدی و مهم بهشمار میآیند. این سنگها معمولاً با فعالیت ماگمایی پشتهمیاناقیانوسی، کمان آتشفشانی و پهنههای کششی پیش از برخورد دو قاره (پشتکمان) وابسته هستند (Miyashiro, 1974)؛ اما انواع مرتبط با کوههای زیردریایی و جزایر اقیانوسی (John et al., 2010) نیز شناسایی شدهاند. بررسی رویدادهای دگرگونی، سنسنجی و برداشتهای ساختاری اینگونه سنگها، توجه زمینشناسان را به خود جلب کرده است. زمینشیمی سنگمادرِ سنگهای بازیکِ دگرگونشده نیز تاریخچه پیشازبرخورد را روشن میکند.
در مجموعههای دگرگونی شاندرمن و اسالم (در کمربند البرز باختری) متاالترامافیک، متابازیت و متاپلیتهایی وجود دارند که در رخسارههای اکلوژیت (Zanchetta et al., 2009 Omrani et al., 2013;)، شیستآبی و شیستسبز (Saadat et al., 2014; Saadat, 2013) دگرگون شدهاند. این سنگها بازماندههایی از زمیندرز پالئوتتیس بهشمار میروند و جایگزینی آنها در کمربند کوهزایی البرز در هنگام فاز کوهزایی سیمرین پیشین روی داده است (Zanchi et al., 2009). سنگهای فشار بالا و کمدمای مجموعة دگرگونی اسالم با سنگمادر بازیک (شیستآبی) و پلیتی (گارنتکلریتوییدشیست) در فشار 7 تا 12 کیلوبار و دمای 350 تا 550 درجه سانتیگراد دگرگون شدهاند (Saadat et al., 2014; Saadat, 2013). اکتینولیت، کلریت، اپیدوت و آلبیت کانیهای همایندی (پاراژنز) هستند که در بیشتر متابازیتهای تودهای (سنگسبز) و برگواره یا فولیاسیوندارِ (شیستسبز) مجموعة دگرگونی اسالم دیده میشوند و نشاندهنده رویداد فرایند دگرگونی در رخساره شیستسبز هستند (Saadat et al., 2014; Saadat, 2013).
در این پژوهش، با بررسی شیمی کل سنگ و بهویژه عناصر کمیاب نامتحرک آن در هنگام دگرگونی، جایگاه دیرینهزمینساختیِ ماگمایِ متابازیتها در مجموعة دگرگونی اسالم ارزیابی شده است.
زمینشناسی ناحیهای
در پهنه کوهزایی البرز، چندین مجموعة دگرگونی دیده میشود (شکل 1- A) که عبارتند از:
- سنگهای دگرگونی درجه پایین پیرامون مشهد در بلندیهای بینالود (Sengör, 1984; Alavi, 1991; Alavi et al., 1997; Sheikholeslami and Kouhpeyma, 2012; Zanchetta et al., 2013)؛
- شیستهای گرگان در البرز مرکزی (Delaloye et al., 1981; Zanchi et al., 2009)؛
- مجموعههای دگرگونی گشت (Clarke et al., 1975; Javanmard, 2014; Javanmard et al., 2014)، شاندرمن (Zanchetta et al., 2009 Omrani et al., 2013;) و اسالم (Saadat et al., 2014; Saadat, 2013) در البرز باختری.
شکل 1- A) موقعیت ساختاری کمربند البرز، بلندیهای تالش و پهنههای زمینشناسی پیرامون آنها (Zanchetta et al., 2009). جایگاه مجموعههای دگرگونی پهنه البرز با چهارگوش نشان داده شده است؛ B) نقشه زمینشناسی ساده از مجموعههای دگرگونی اسالم و شاندرمن که در دامنه شمالی بلندیهای تالش البرز باختری جای دارند (با اندکی تغییر پس از Clark و همکاران، 1975).
در این میان با یافتن اکلوژیت در مجموعه دگرگونی شاندرمن (Zanchetta et al., 2009 Omrani et al., 2013;) و شیستآبی در مجموعة دگرگونی اسالم (Saadat et al., 2014; Saadat, 2013) اهمیت این دو مجموعه دگرگونی در بررسی زمیندرز پالئوتتیس و شرایط زمینپویایِ (ژئودینامیک) از میانرفتن پهنه اقیانوسی وابسته به آن دو چندان شده است (شکل 1- B). Sengör (1984) و Alavi (1996) مجموعه دگرگونی شاندرمن را از دیدگاه سنی و جایگاه زمینساختی ماگما، همارز افیولیتهای مشهد بهشمار آوردهاند. Davies و همکاران (1972) سنگهای دگرگونی اطراف رشت (گشت، شاندرمن و اسالم) را بخشی از پیسنگ پرکامبرینِ توران دانستهاند. به باور Zanchetta و همکاران (2009)، مجموعة دگرگونی اسالم همارز مجموعه دگرگونی شاندرمن بوده و با رخداد پنجرههای فرسایشی در سطح زمین برونزد یافته است.
مجموعة دگرگونی اسالم در شمالباختری رشت، در میان طولهای جغرافیایی ´53 ˚48 تا ´59 ˚48 خاوری و عرضهای جغرافیایی ´37 ˚37 تا ´42 ˚37 شمالی جای دارند و بخشی از بلندیهای البرز باختری در کوههای تالش است (شکل 1- B). گسترش جغرافیایی این بلندیها از جمهوری آذربایجان تا سفیدرود در جنوب رشت است. بخش وابسته به ایران این بلندیها با عرض 50 کیلومتر، بیشتر رسوبهای بسیار دگرریختشده فانروزوییک هستند. از نکتههای مهم در بلندیهای تالش، سنگهای آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ستبر پالئوزوییک در آن است. توالی ستبری از آهکهای فسیلدار سیلورین و پرمین نیز در منطقه وجود دارد؛ اما نشانهای از آهکهای تریاس دیده نمیشود. تودههای سنگی ستبری از کربناتهای دگرگونشده و متاپلیت پالئوزوییک بالایی که در هنگام کوهزایی سیمرین پیشین دگرریخت شدهاند در بخش میانی بلندیهای تالش دیده میشود (Zanchi et al., 2009). بلندیهای تالش، بخشی از رشته کوه البرز در شمال ایران و ناحیهای کلیدی برای پژوهش درباره جایگاه و مسیر تکاملی پهنه برخوردی سیمرین پیشین هستند (Zanchetta et al., 2009). این سنگها همراه با مجموعههای دگرگونی شاندرمن و گشت بهگونه ناپیوسته با سازند زغالدار دریایی شمشک پوشیده میشوند. سازند زغالدار شمشک گویای مرحله رشد و فرسایش کمربند کوهزایی سیمرین پیشین است. مولاس قاعدهای در بلندیهای تالش دارای تکههایی از سنگهای دگرگونی بوده و سن پیدایش آن ژوراسیک زیرین است (Fürsich et al., 2009). این نکته نشاندهنده سن جوانتر از سیمرین پیشین، برای جایگیری مجموعه دگرگونی شاندرمن و اسالم بر سطح زمین است (Clark et al., 1975; Seyed Emami, 2003; Ghasemi-Nejad et al., 2004).
روش انجام پژوهش
روش بررسی شامل نمونهبرداری از برونزدهای گوناگون متابازیتها، تهیه مقاطع نازک و بررسیهای دقیق سنگنگاری است. سپس 13 نمونه متابازیت (7 نمونه سنگ سبز بابرگوارگی (شیستسبز) و بیبرگوارگی، 6 نمونه شیستآبی) که دگرسانی، ساختارهای رگهای و لایهبندی ترکیبی نداشتند برای تجزیه شیمیایی کل سنگ به روش ICP-MS و XRF برگزیده و به آزمایشگاه Activation Laboratory در اونتاریوی کانادا فرستاده شدند. تفسیر جایگاه زمینساختی ماگما با بهرهگیری از شیمی کل سنگ و نمودارهای مناسب انجام شده است.
بررسی صحرایی
مجموعة دگرگونی اسالم به مساحت نزدیک به 90 کیلومتر مربع، در جنوبباختری اسالم برونزد دارد (شکل 1- B). این مجموعه دگرگونی با ریختشناسی مرتفع، سازنده بلندیهای جنوب اسالم بوده و با پوشش جنگلی متراکم پوشیده شده است (شکل 2- A).
شکل 2- A) دورنمایی از مجموعة دگرگونی اسالم (شمالباختری رشت)که سازنده بلندیهای منطقه بوده و از پوشش گیاهی متراکم برخوردار است؛ B) برونزد متابازیتهای تودهای (سنگ سبز) رخساره شیستسبز؛ C) برونزد متابازیتهای برگواره رخساره شیستسبز؛D ) نمونه دستی (ماکروسکوپی) شیستآبی با جهتیافتگی تصادفی آمفیبول سدیک؛ E) نمونه دستی شیستآبی چینخورده با لایهبندی ترکیبی.
پوشش جنگلی انبوه و هوازدگی شدید که با لایه کلفتی از خاک همراه است از دشواریهای نمونهبرداری در این منطقه است. ازاینرو، نمونهبرداری در راستای درهها و ترانشه راهها و برداشت نمونههای برجا انجام شد. سنگهای رخساره شیستسبز با سنگمادر بازیک، بهصورت تودهای (سنگ سبز) و برگواره (شیستسبز)، معمولترین سنگهای دگرگونی مجموعة دگرگونی اسالم هستند (شکلهای 2- B و 2- C).
همزیستی مکانی، همانندیِ کانیهای همایندِ (پاراژنز) دگرگونی (مجموعه کانیشناسی رخساره شیستسبز)، و همانگونه که دیده خواهد شد، یکسانی ویژگیهای زمینشیمیایی کل سنگ، همگی گویای همانندی و نزدیکی پهنه زمینساختی ماگمای نمونههای شیستسبز و سنگسبز در مجموعة دگرگونی اسالم است.
سنگهای رخساره شیستآبی در این منطقه دارای سنگمادر بازیک (شیستآبی) و پلیتی (کلریتویید-گارنتشیست) هستند. در نمونه دستی این شیستهای آبی متابازیتی، ریز تا متوسط بلور بوده و بلورهای آمفیبول سدیک، اپیدوت و فنژیت با چشم دیده میشوند. سوزنهای آمفیبول در برخی نمونهها جهتیافتگی ترجیحی ندارند (شکل 2- D)؛ ازاینرو، در سنگ، تنها ساختار برگوارگی پدیدآمده و نشانی از خطوارگی دیده نمیشود.
معمولاً لایهبندی ترکیبی در شیستهای آبی منطقه بهصورت تناوبی از نوارهای چینخوردة تیره (غنی از آمفیبول سدیک) و سبز (اپیدوت) است (شکل 2- E). احتمال دارد این لایهبندی پیامد فرایند جدایش (تفریق) دگرگونی یا ناهمگنی ترکیبی سنگمادر، پیش از دگرگونی باشد.
سنگنگاری
بافت سنگهای برگوارة رخساره شیستسبز، در مجموعة دگرگونی اسالم، پورفیروبلاستیک تا پورفیرو نماتوبلاستیک و نماتوبلاستیک است. پورفیروبلاستهای آلبیت، منشورهای آمفیبول با چندرنگی سبز کمرنگ (اکتینولیت) و ورقههای کلریت جهتیافته، همراه با بلورهای اپیدوت، کانیهای سنگساز این نمونهها هستند (شکل 3- A).در نمونههای سنگ سبز تودهای، اکتینولیت و کلریت جهتنیافته، اپیدوت و آلبیت، کانیهای اصلی هستند (شکل 3- B). از کانیهای فرعی میتوان اسفن، میکای سفید و گارنت را برشمرد.
کانیهای اصلی شیستهای آبی متابازیتی آمفیبول سدیک+اپیدوت+فنژیت+آلبیت±کوارتز هستند. آمفیبولهای سدیک از مرکز به کناره بلور دارای منطقهبندی ترکیبی بهصورت افزایش سازندة ریهبکیت و کاهش سازندة گلوکوفان هستند. احتمالاً این پدیده در پی تغییر شرایط دما و فشار دگرگونی یا تاثیر نوع کانیهای دخالتکننده در واکنش پیدایش آمفیبولهای سدیک رخ داده است (Saadat, 2013). کلریت نیز دارای خاستگاه ثانوی بوده و پیامد دگرگونی پسروندة آمفیبول سدیک است. در زیر میکروسکوپ، لایهبندی ترکیبی بهصورت لایههای سرشار از اپیدوت و آمفیبول سدیک دیده میشود (شکل 3- C). در برخی نمونهها، سوزنهای آمفیبول تنها سازنده برگوارگی سنگ بوده و در پی نبود جهتیافتگی خطی، خطوارگی در آنها پدید نیامده است (شکل 3- D). شواهدی از وجود آمفیبول سدیک که گویای دگرگونی برگشتی شیستآبی به شیستسبز باشد در نمونههای شیستسبز، دیده نمیشود.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم (شمالباختری رشت). A) تصویر میکروسکوپی شیستسبز با کانیهای سنگساز آمفیبول (اکتینولیت) و کلریت جهتیافته، آلبیت و اپیدوت؛ B) تصویر میکروسکوپی متابازیت تودهای (سنگ سبز) با کانیهای سنگساز آلبیت، کلریت، اپیدوت و اکتینولیت؛ C) نمونه شیستآبی با حالت چینخورده و لایهبندی ترکیبی ساختهشده از نوارهای سرشار از اپیدوت، آمفیبول سدیک و فنژیت؛ D) نمونه شیستآبی با منشورهای آمفیبول سدیک (گلوکوفان-ریهبکیت) جهتنیافته. تصویرهای سمت چپ در نور قطبیشده تخت یا PPL (Plane Polarized Light) و تصویرهای راست در نور XPL (نور قطبیشده متقاطع) هستند (آمفیبول: Amp؛ آلبیت: Ab؛ اپیدوت: Ep؛ کلریت: Chl؛ فنژیت: Ph؛ اسفن: Spn؛ گلوکوفان: Gln؛ ریهبکیت: Rbk). نام اختصاری کانیها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است.
شیمی کل سنگ و تفسیر جایگاه زمینساختی ماگما
دادههای تجزیه شیمیایی سنگ کل متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم در جدول 1 آورده شدهاند. میزان سیلیس آنها از 46 تا 58 درصد وزنی و بیشتر ترکیب بازیک است. بیشتر نمونهها از آلومینیم کمابیش غنی (بیشتر از 15 درصد وزنی) هستند. تمرکز بالای آهن در برابر منیزیم ویژگی مشترک آنها بوده و عدد منیزیم (Mg#= Mg/Mg+FeII) کل سنگ آنها کمتر از 50 است؛ تنها در یک نمونه این چنین نیست. مقدار تیتانیم (کمتر از 2/1 درصد وزنی) و پتاسیم کم (کمتر از 5/2 درصد وزنی) از ویژگیهای آشکار زمینشیمیایی در سنگمادر این متابازیتهاست.
در نمودار ردهبندی سنگهای آذرین که بر پایه مقدار سیلیس و مجموع آلکالیهاست (Le Bas et al., 1986)، سنگمادر متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم بیشتر بازالت، آندزیت بازالتی و آندزیت بوده و بیشتر نمونهها سرشت سابآلکالن دارند (شکل 4- A).
برپایه تحرکپذیری اکسیدهای سیلیس و آلکالیها در هنگام دگرگونی، نمودار دوتایی Winchester و Floyd (1977) بهکار برده میشود. از این نمودار که برپایه عناصر نامتحرک در برابر دگرگونی است، برای شناسایی سنگمادر آذرین متابازیتها بهره گرفته شد. برپایه این نمودار نیز سنگمادر شیستهای سبز و آبی مجموعة دگرگونی اسالم، آندزیت و بازالت بودهاند (شکل4- B). در نمودار سهتایی شناسایی سری ماگمایی کالکآلکالن از تولهایتی (Irvine and Baragar, 1971)، این متابازیتها، بیشتر در بخش کالکآلکالن یا مرز جداکننده دو سری ماگمایی جای دارند (شکل 4- C). از دادههای زمینشیمیایی، بهویژه عنصرهای با شدت میدان بالا و عناصر خاکی نادر که در هنگام دگرگونی از تحرک کمتری برخوردارند، میتوان در ارزیابی سرشت سنگمادر و جایگاه زمینپویای (ژئودینامیک) سنگهای دگرگونی بهره گرفت.
شکل 4- در نمودارهای نامگذاری و شناسایی سری ماگمایی، سنگمادر آذرین متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم (شمالباختری رشت) بازالت، تراکیبازالت، آندزیت و آندزیت بازالتی یا معادل درونی آنها و بیشتر کالکآلکالن بوده است. A) نمودار دوتایی نامگذاری سنگهای آذرین (Le Bas et al., 1986). منحنی جداکننده بخش آلکالن از سابآلکالن از Irvine و Baragar (1971) است؛ B) با توجه به نمودار دوتایی ردهبندی سنگهای آذرین دگرسان شده (Winchester and Floyd, 1977)، سنگمادر متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم آندزیت و بازالت بوده است؛ C) در نمودار سهتایی شناسایی سری ماگمایی کالکآلکالن از تولهایتی (Irvine and Baragar, 1971)، متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم بیشتر سرشت کالکآلکالن دارند.
جدول 1- دادههای تجزیه شیمیایی متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم (شمالباختری رشت) که به روش ICP-MS و XRF اندازهگیری شده است (شیستسبز و سنگ سبز: gs، شیستآبی: bs). میزان عناصر اصلی و فرعی برپایه درصد وزنی و میزان عناصر کمیاب برپایه قسمت در میلیون است.
|
Sample No. |
Ms47 |
Ms51 |
Ms44 |
Ms48 |
Ms54 |
Ms13B |
Ms25A |
Ms29 |
Ms40 |
Ms11 |
Ms35 |
Ms45 |
Ms43 |
|
Rock Type |
bs |
bs |
bs |
bs |
gs |
gs |
gs |
gs |
gs |
gs |
gs |
bs |
bs |
|
SiO2 |
46.44 |
46.59 |
48.1 |
48.17 |
49.03 |
50.48 |
50.59 |
52.09 |
54.44 |
55.76 |
56.47 |
57.52 |
58.02 |
|
TiO2 |
1.13 |
1.1 |
1.14 |
1.11 |
1.064 |
0.93 |
0.38 |
0.96 |
0.921 |
0.838 |
0.857 |
0.621 |
0.581 |
|
Al2O3 |
18.23 |
15.65 |
19.56 |
18.39 |
19.17 |
16.01 |
13.87 |
15.39 |
15.12 |
17.47 |
14.58 |
14.22 |
13.97 |
|
FeO* |
9.89 |
9.18 |
9.97 |
9.95 |
9.96 |
10.19 |
7.1 |
9.96 |
8.69 |
8.13 |
7.89 |
9.57 |
8.91 |
|
MnO |
0.218 |
0.141 |
0.149 |
0.145 |
0.134 |
0.181 |
0.12 |
0.149 |
0.166 |
0.151 |
0.143 |
0.156 |
0.186 |
|
MgO |
4.58 |
7.77 |
4.18 |
4.98 |
5.34 |
7.01 |
10.55 |
7.37 |
6.99 |
4.1 |
5.51 |
3.97 |
3.27 |
|
CaO |
9.45 |
8.33 |
7.03 |
5.91 |
6.94 |
9.92 |
11.53 |
7.28 |
6.18 |
7.32 |
9.16 |
5.26 |
6.77 |
|
Na2O |
3.29 |
3.37 |
3.54 |
4.56 |
4.39 |
2.95 |
1.8 |
4.56 |
3.54 |
2.76 |
2.64 |
3.28 |
2.75 |
|
K2O |
1.64 |
0.62 |
1.98 |
1.54 |
1.1 |
0.1 |
0.48 |
0.11 |
2.4 |
0.51 |
1.04 |
1.55 |
1.54 |
|
P2O5 |
0.13 |
0.13 |
0.11 |
0.1 |
0.13 |
0.08 |
0.02 |
0.09 |
0.22 |
0.19 |
0.13 |
0.11 |
0.12 |
|
LOI |
5.37 |
8.11 |
3.69 |
4.03 |
3.31 |
2.73 |
2.66 |
2.69 |
1.95 |
2.98 |
2.43 |
3.21 |
3.7 |
|
Total |
100.4 |
101 |
99.45 |
98.88 |
100.6 |
100.6 |
99.1 |
100.6 |
100.6 |
100.2 |
100.9 |
99.47 |
99.82 |
|
Sc |
35 |
34 |
38 |
36 |
38 |
41 |
41 |
37 |
29 |
30 |
31 |
2 |
22 |
|
V |
222 |
222 |
239 |
214 |
209 |
320 |
225 |
300 |
229 |
258 |
212 |
272 |
262 |
|
Cr |
250 |
350 |
280 |
240 |
270 |
150 |
310 |
150 |
280 |
60 |
260 |
400 |
330 |
|
Co |
42 |
35 |
33 |
40 |
43 |
25 |
33 |
32 |
31 |
18 |
27 |
33 |
26 |
|
Ni |
140 |
140 |
100 |
110 |
130 |
50 |
140 |
70 |
130 |
<20 |
70 |
200 |
170 |
|
Zn |
90 |
80 |
90 |
110 |
110 |
90 |
40 |
110 |
100 |
100 |
90 |
90 |
60 |
|
Ga |
17 |
14 |
20 |
16 |
20 |
19 |
12 |
16 |
20 |
19 |
20 |
16 |
17 |
|
Ge |
2.8 |
1.2 |
3.2 |
2.3 |
1.8 |
1.9 |
1.6 |
1.2 |
1.7 |
1.8 |
2.3 |
2.8 |
3 |
|
Rb |
37 |
15 |
45 |
33 |
24 |
2 |
8 |
1 |
61 |
11 |
35 |
40 |
39 |
|
Sr |
194 |
91 |
204 |
129 |
215 |
166 |
134 |
139 |
278 |
366 |
396 |
234 |
286 |
|
Y |
21.6 |
22.1 |
25.8 |
23.1 |
20.9 |
21.3 |
7.9 |
20.8 |
23.3 |
22.4 |
22.4 |
19.6 |
19.8 |
|
Zr |
78 |
72 |
86 |
78 |
68 |
46 |
15 |
45 |
88 |
71 |
90 |
48 |
53 |
|
Nb |
3.4 |
1.5 |
3.6 |
3.3 |
1.7 |
0.7 |
0.4 |
0.5 |
6.6 |
1.9 |
7 |
3.5 |
4.1 |
|
Sb |
0.4 |
0.3 |
0.4 |
0.4 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.7 |
0.5 |
0.7 |
0.6 |
0.2 |
0.2 |
|
Cs |
2.6 |
0.8 |
2.7 |
2 |
1.7 |
0.1 |
0.4 |
<0.1 |
2.4 |
0.3 |
0.5 |
1.8 |
1.7 |
|
Ba |
117 |
56 |
133 |
106 |
172 |
14 |
63 |
19 |
459 |
113 |
0.6 |
116 |
125 |
|
La |
7.8 |
5.53 |
9.4 |
8.17 |
6.35 |
3.26 |
2.17 |
4.05 |
24.7 |
15.8 |
176 |
11 |
14.7 |
|
Ce |
16.8 |
12.5 |
19.7 |
17.9 |
14.4 |
7.95 |
3.85 |
8.98 |
50.1 |
34.7 |
24 |
24.6 |
32.9 |
|
Pr |
2.45 |
1.86 |
2.81 |
2.67 |
2.05 |
1.24 |
0.49 |
1.3 |
5.9 |
4.34 |
43.1 |
2.84 |
3.62 |
|
Nd |
11.1 |
8.85 |
13.1 |
12.6 |
9.85 |
5.97 |
2.09 |
6.24 |
23.1 |
18.5 |
21.9 |
12.5 |
14.4 |
|
Sm |
3.44 |
2.64 |
3.74 |
3.54 |
3.09 |
2.3 |
0.62 |
2.21 |
4.98 |
4.31 |
4.61 |
3.07 |
3.08 |
|
Eu |
1.13 |
1.03 |
1.39 |
1.17 |
1.03 |
0.873 |
0.358 |
0.741 |
1.38 |
1.28 |
1.25 |
0.97 |
0.922 |
|
Gd |
3.66 |
3.41 |
4.13 |
4.04 |
3.55 |
3.07 |
0.95 |
2.94 |
4.77 |
3.86 |
4.23 |
3.13 |
3.2 |
|
Tb |
0.64 |
0.61 |
0.76 |
0.72 |
0.59 |
0.55 |
0.18 |
0.52 |
0.75 |
0.64 |
0.69 |
0.57 |
0.54 |
|
Dy |
3.98 |
3.75 |
4.84 |
4.39 |
3.89 |
3.73 |
1.35 |
3.46 |
4.39 |
3.83 |
4.23 |
3.52 |
3.43 |
|
Ho |
0.83 |
0.77 |
0.99 |
0.87 |
0.78 |
0.8 |
0.3 |
0.78 |
0.88 |
0.8 |
0.84 |
0.72 |
0.73 |
|
Er |
2.45 |
2.26 |
2.93 |
2.55 |
2.26 |
2.41 |
0.88 |
2.36 |
2.58 |
2.54 |
2.29 |
2.07 |
2.13 |
|
Tm |
0.364 |
0.338 |
0.446 |
0.383 |
0.331 |
0.355 |
0.142 |
0.359 |
0.368 |
0.387 |
0.341 |
0.317 |
0.313 |
|
Yb |
2.3 |
2.1 |
2.8 |
2.4 |
2.16 |
2.33 |
1 |
2.31 |
2.37 |
2.57 |
2.21 |
2.1 |
2.1 |
|
Lu |
0.33 |
0.3 |
0.4 |
0.34 |
0.321 |
0.376 |
0.159 |
0.364 |
0.37 |
0.413 |
0.344 |
0.32 |
0.33 |
|
Hf |
2.1 |
1.8 |
2.4 |
2.1 |
1.5 |
1.2 |
0.4 |
1.3 |
2.2 |
1.8 |
2.1 |
1.5 |
1.5 |
|
Ta |
0.21 |
0.11 |
0.25 |
0.2 |
0.05 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
0.47 |
0.05 |
0.52 |
0.23 |
0.29 |
|
W |
1.2 |
0.9 |
<0.5 |
<0.5 |
1.3 |
1.5 |
0.7 |
0.9 |
0.9 |
0.7 |
0.7 |
2.7 |
1.3 |
|
Tl |
0.26 |
0.15 |
0.34 |
0.22 |
0.21 |
<0.05 |
<0.05 |
<0.05 |
0.25 |
0.07 |
0.16 |
0.3 |
0.28 |
|
Pb |
7 |
2 |
6 |
3 |
<5 |
<5 |
<5 |
<5 |
8 |
7 |
25 |
17 |
23 |
|
Th |
1.04 |
0.33 |
1.25 |
1.13 |
0.78 |
0.29 |
0.16 |
0.25 |
6.86 |
3.51 |
6.1 |
1.82 |
3.04 |
|
U |
0.59 |
0.19 |
0.29 |
0.26 |
0.16 |
0.11 |
0.09 |
0.11 |
1.95 |
0.77 |
1.73 |
0.54 |
0.65 |
در نمودارهای شناسایی جایگاه زمینساختی ماگما، سنگمادر متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم بیشتر کمان آتشفشانی یا پشته میاناقیانوسی است (شکلهای 5 و 6). افزونبر این، ویژگیهای زمینشیمیایی عناصر اصلی، سری ماگماییِ (بیشتر) کالکآلکالن، ترکیب آندزیتی برخی نمونهها، مقدار کم تیتانیم و میزان کمابیش بالای آلومینیم نمونههای بررسی شده، بیشتر با فعالیت ماگمایی در پهنه فرورانش سازگار است تا فعالیت ماگمایی تولهایتی و بازیک در پهنه پشته میاناقیانوسی.
شکل 5- جایگاه زمینساختی ماگمای متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم (شمالباختری رشت) در نمودارهای شناسایی بیشتر جزایر کمانی و مورب است. A) نمودار دوتایی Zr در برابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛B ) نمودار دوتایی V در برابر Ti/1000 (Shervais, 1982)؛ C) نمودار سهتایی Th-Hf/3-Nb/16 (Wood, 1980)؛ D) نمودار سهتایی MnO*10-TiO2-P2O5*10 (Mullen, 1983)؛ E) نمودار مثلثی Zr/4-Nb*2-Y (Meschede, 1986)؛F )نمودار سهتایی La/10-Y/15-Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989).
شکل 6- جایگاه زمینساختی ماگمای سنگمادر شیستهای سبز و آبی مجموعة دگرگونی اسالم (شمالباختری رشت) در نمودارهای شناسایی سهتایی و دوتایی که بر پایه پارامتر لگاریتم چندعنصری هستند نیز جزایر کمانی و پشته میاناقیانوسی است؛ A) نمودار سهتایی Na/100-25*Nb-Sr (Vermeesch, 2006)؛ B) نمودار سهتایی V-Ti/50-Sc*5 (Vermeesch, 2006)؛ C) نمودار سهتایی Sm*50-Ti/50-V (Vermeesch, 2006)؛ D) نمودار دوتایی لگاریتم چندعنصری Id1 و Id2 (Vermeesch, 2006)؛ E) نمودار دوتایی متمایزکننده لگاریتم چند عنصری (Verma et al., 2006)؛ F) نمودار دوتایی لگاریتم چندعنصری (Agrawal et al., 2008)؛ G) نمودار دوتایی Zr در برابر Zr/Yb (Dilek et al., 2007).H - نمودار دوتایی Y در برابر Cr (Dilek et al., 2007)؛ K) نمودار دوتایی Nb/Yb در برابر Th/Yb (Dilek and Furnes, 2011 Pearce, 2008; ). میزان عناصر اصلی و فرعی در نمودار E بر پایه درصد وزنی و عناصر فرعی و کمیاب در نمودارهای D و F بر پایه قسمت در میلیون است. متغیرها در نمودارهای D، E و F به ترتیب زیر هستند:
D:
Id1= -0.016*ln (Zr/Ti)-2.961*ln(Y/Ti) + 1.5*ln (Sr/Ti), Id2= -1.474*ln (Zr/Ti) + 2.143*ln(Y/Ti) + 1.84*ln(Sr/Ti)
E:
DF1=−4.6761*ln(TiO2/SiO2)+2.533*ln(Al2O3/SiO2)−0.3884*ln(Fe2O3/SiO2)+3.9688*ln(FeO/SiO2)+0.8980*ln(MnO/SiO2) −0.5832*ln(MgO/SiO2)−0.2896*ln(CaO/SiO2)−0.2704*ln(Na2O/SiO2)+1.081*·ln(K2O/SiO2)+0.1845*ln(P2O5/SiO2)+1.5445
DF2=0.6751*ln(TiO2/SiO2)+4.5895*ln(Al2O3/SiO2)+2.0897*ln(Fe2O3/SiO2)+0.8514*ln(FeO/SiO2)−0.4334*ln(MnO/SiO2)+ 1.4832*ln(MgO/SiO2)−2.3627*ln(CaO/SiO2)−1.6558*ln(Na2O/SiO2)
F:
DF1=0.3518*ln(La/Th))+0.6013*ln(Sm/Th)+1.345*ln(Yb/Th) +2.1056*ln(Nb/Th)-5.4763
DF2=-0.305*ln(La/Th)-1.1801*ln(Sm/Th)+1.6189*ln(1.4/Th)+1.226*ln(Nb/Th)-0.9944
الگوی عناصر خاکی نادر این نمونهها که در برابر ترکیب کندریت بهنجار شدهاند، تنوع کمابیش بالایی دارد (شکل 7- A). چندین نمونه از این متابازیتها نیز دارای الگویی مسطح و جدایشنیافته از عناصر خاکی نادر هستند. چنین الگویی نشاندهنده آندزیت و بازالتهای تولهایتی جزایر کمانی است (Pearce et al., 1995). نمونههای دیگر درجههای متفاوتی از غنیشدگی از عناصر خاکی نادر سبک نشان میدهند. این پدیده پیامد نرخهای متفاوت فرایند تبلور یا ذوببخشی، مشارکت سنگ خاستگاه گوشتهای با درجههای متفاوت غنیشدگی در پیدایش ماگما و یا چهبسا فرایند دگرگونی کف اقیانوس یا پهنه فرورانش بر تمرکز این عناصر است.
شکل 7- A) الگوی عناصر خاکی نادر متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم (شمالباختری رشت) که در برابر ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) بهنجار شدهاند. الگوی عناصر خاکی نادر مورب نرمال (Sun and McDonough, 1989) و بازالت جزایر کمانی (Jakes and Gill, 1970) نیز برای مقایسه نمایش داده شدهاند؛ B) در الگوی نمودار عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، نیوبیم، تانتالیم و تیتانیم آنومالیهای منفی دارند. برای مقایسه، الگوی بازالت پشتکمان، مورب نرمال و غنیشده نیز آورده شده است؛ C) الگوی نمودار عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب مورب نرمال (Sun and McDonough, 1989) دارای آنومالی مثبت نیوبیم و سرب و آنومالی منفی تیتانیم و زیرکنیم است. در این نمودار همانندیِ چشمگیری میان الگوی این نمونهها و ترکیب تولهایت، تولهایت کم پتاسیم، بازالت کالکآلکالن و کواترنری جزایر کمانی دیده میشود؛ D) الگوی نمودار عنکبوتی متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم با الگوی افیولیتهای بالای پهنه فرورانش نیز همانند هستند.
برای مقایسه، الگوی عناصر خاکی نادر مورب نرمال (Sun and McDonough, 1989) با خطچین قرمز و بازالت کمان آتشفشانی (Jakes and Gill, 1970) بهصورت نوار خاکستری نمایش داده شدهاند. برپایه شیب منفی مورب نرمال در بخش عناصر خاکی نادر سبک، این نمونهها از مورب نرمال جدا و شناخته میشوند. همپوشانی چشمگیری میان الگوی متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم و ترکیب بازالتهای کمان آتشفشانی وجود دارد؛ اما غنیشدگی از عناصر خاکی نادر سبک در بیشتر این متابازیتها بیشتر از بازالتهای کمان آتشفشانی است. در نمودار عنکبوتی که در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) بهنجار شده است، این نمونهها ویژگیهایی مانند آنومالی مثبت عناصر بزرگ یون لیتوفیل (Rb, Pb, Cs, Ba, K) و آنومالی منفی عناصر با شدت میدان بالا (Nb, Ta, Zr, P, Ti)، نشان میدهند (شکل 7- B). این چنین ویژگیهای زمینشیمیایی از ویژگیهای آشکار فعالیت ماگمایی در پهنه فرورانش هستند (Wilson, 1989). در این نمودار الگوی مورب نرمال، مورب غنیشده و بازالت پشتکمان برای مقایسه آورده شده است. برپایه این نمودار، ترکیب متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم از مورب نرمال و غنیشده جدا بوده و تا اندازهای همانند بازالتهای پشتکمان است.
در الگوی نمودار عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب مورب نرمال نیز ویژگیهای زمینشیمیایی پهنه فرورانش دیده میشوند (شکل 7- C). در این نمودار، میان الگوی نمودار عنکبوتی متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم و ترکیب بازالتهای کمان آتشفشانی کواترنری (Elliott et al., 1997)، تولهایت کمپتاسیم، تولهایت و بازالت کالکآلکالن کمان ماگمایی (Pearce et al., 1995) همپوشانی چشمگیری است.
همانندیِ غلظت عناصر با شدت پایداری بالا (Y، Yb، Lu، Eu، Sm، Ti، Zr و Dy) در این متابازیتها و مورب نرمال (شکل 7- C)، نشاندهنده آن است که دگرگونی کف اقیانوس و پهنه فرورانش چهبسا در تمرکز این عنصرها تغییری نداده است.
در شکل 7- D، الگوی نمودار عنکبوتی برای افیولیتهای ترینیتی (نوار ساحلی کالیفرنیا) که از نوع افیولیتهای بالای پهنه فرورانش هستند (Metcalf et al., 2000) نمایش داده شده است. همانگونهکه در این شکل پیداست الگوی عنکبوتی متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم بسیار همانند افیولیتهای یادشده است.
بحث
سنگهای دگرگونی فشار بالا- کمدما (شیستآبی و اکلوژیت) اصلیترین شاخصهای پهنههای فرورانش کهن هستند (Ernest, 1973. همانگونهکه در بخش زمینشناسی ناحیهای گفته شد، اکلوژیتهای مجموعه دگرگونی شاندرمن و متابازیت و متاپلیتهای مجموعة دگرگونی اسالم که در رخسارههای شیستآبی و شیستسبز دگرگون شدهاند بازماندههایی از زمیندرز پالئوتتیس بهشمار میروند (Alavi, 1996; Zanchi et al., 2009; Zanchetta et al., 2009; Saadat et al., 2014; Omrani et al., 2013).
برپایه فاصله مکانی نزدیک و جایگاه زمینشناسی یکسانِ مجموعة دگرگونی اسالم و شاندرمن (Clark et al., 1975; Zanchi et al., 2009; Zanchetta et al., 2009)، در برابر اکلوژیتهای مجموعه دگرگونی شاندرمن، سنگهای رخساره شیستآبی و سبز مجموعة دگرگونی اسالم، چهبسا همارز سنگهای کمژرفاتر در پهنه فرورانش باشند. Zanchetta و همکاران (2009)، افزونبر بررسی اکلوژیتهای مجموعه دگرگونی شاندرمن و تودههای نفوذی گابرویی تزریق شده در آن، دریافتند که اکلوژیتهای شاندرمن با سن کربونیفر بالایی (315 میلیون سال پیش) دارای سنگمادر اقیانوسی تا قارهای و همارز کمان آتشفشانی قارهای هستند.
برپایه بررسیهای Omrani و همکاران (2010)، در نمودارهای شناسایی جایگاه زمینساختی ماگما و نمودارهای عنکبوتی، ویژگیهای زمینشیمیایی اکلوژیتهای شاندرمن همانند ماگماهای پشته میاناقیانوسی (مورب) هستند (شکل 8)؛ اما برپایه دادههای زمینشیمیایی این پژوهش، جایگاه زمینساختی ماگمای سنگمادر شیستهای آبی و سبز مجموعة دگرگونی اسالم، جزایر کمانی و تا اندازهای پشته میاناقیانوسی است.
شکل 8- الگوی عناصر خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت برای سنگهای دگرگونی اسالم (شمالباختری رشت). اکلوژیتهای شاندرمن (Zanchetta et al., 2008; Omrani et al., 2010) همانند مورب نرمال بیشتر تهیشدگی از عناصر خاکی نادر سبک نشان میدهند؛ اما الگوی عناصر خاکی نادر هموار یا غنیشدگی کمابیش بالا از عناصر خاکی نادر سبک در متابازیتهای اسالم همانند فعالیت ماگمایی آندزیتی و بازالتی کمان آتشفشانی است.
تفاوت در سنگمادر، توالی سنگهای همراه و تاریخچه و فرایندهای ساختاری شیستهای آبی و اکلوژیت به پهنه زمینساختی ماگمای پدیدآورنده آنها بستگی دارد. بیش از 80 درصد شیستهای آبی (شیستآبی نوع B) در کمربندهای کوهزایی نوع اقیانوس آرام پدید میآیند (Maruyama et al., 1996). سرشت سنگمادر این نوع شیستهای آبی اقیانوسی است و شامل توالی از توربیدایت، چرت لایهای، بازالت نوع مورب و آهکهای پلاژیک اقیانوسی بوده و در هنگام فرورانش به مجموعههای فشار متوسط تا بالا دگرگون میشوند. درحالیکه شیستهای آبی محفوظ در نوارهای کوهزاییِ نوع برخورد قارهای (شیستهای آبی نوع A)، افزونبر دارابودن سنگمادر قارهای، مجموعههای فشار بالا تا بسیار بالا را نشان میدهند (Maruyama et al., 1996).
گوناگونیِ سنگمادر سنگهای مجموعة دگرگونی اسالم (Saadat, 2013) و شرایط فشار متوسط تا بالای آنها (Saadat et al., 2014)، همراه با شرایط دگرگونی فشار بالای اکلوژیتهای شاندرمن (Zanchetta et al., 2009 Omrani et al., 2013;) و همراهنبودن آنها با سنگهای گوناگون قارهای بسیار فشار بالای دارای کوئزیت و الماس، همگی گویای آنست که این مجموعههای دگرگونی شامل رسوبهای منشورهای بههمافزوده پهنه فرورانش (شیستآبی نوعB ) و پوسته اقیانوسی فرورو هستند که پیش از برخورد بلوک البرز با اوراسیا (فاز کوهزایی سیمرین پیشین)، در پی فرورانش پهنه اقیانوسی پالئوتتیس به زیر لبه جنوبی اوراسیا (فاز کوهزایی هرسینین) پدید آمدهاند (Saadat et al., 2014).
برخی شواهد فرایندهای زمینساختی و شیمیایی در پهنههای فرورانش را میتوان در شیستهای آبی و اکلوژیت ردیابی کرد. جایگاه زمینساختی ماگمای سنگهای بازیک در پهنه اقیانوسی نقش مهمی در سازوکار دگرگونی آنها در هنگام فرورانش دارد. افزونبر الگوسازی آزمایشگاهی، با بررسیهای زمینشیمیایی افیولیتهای دگرگونشدة پهنههای فرورانش میتوان رفتار بخشهای گوناگون در توالی افیولیتی در هنگام فرورانش به درون گوشته را ارزیابی کرد.
در شرایط زمینپویای (ژئودینامیک) عادیِ پهنه فرورانش، معمولاً سنگکره اقیانوسی هموار، کهن و ستبر، میتواند تا ژرفای پهنه فرورانش دفن شده و در رخساره اکلوژیت دگرگون شود؛ اما فلاتهای اقیانوسی، کوههای زیردریایی، جزایر اقیانوسی و کمانی و خرده قارهها در هنگام فرورانش مانند سدی بوده و از اینرو، معمولاً از سطح سنگکره اقیانوسی فرورو تراشیده شده و شرایط لازم برای تدفین و بالاآمدگی آنها، در ژرفای کانال فرورانش کمتر است (Hall, 1996; Mueller and Phillips, 1991). پوسته اقیانوسی پشتکمان نازک، داغ و جوان (افیولیت بالای پهنه فرورانش) نیز از نیروی شناوری منفی در برابر سستکره برخوردارند و در برابر فرورانش و تدفین پایداری نشان میدهند. در این شرایط، چنانچه زمینساخت فشارشی ادامه یابد و فرایند تدفین بازایستد، پهنه فرورانش نوینی پدید میآید (Mueller and Phillips, 1991). پس شیستهای سبز و آبی در مجموعة دگرگونی اسالم چهبسا نشاندهنده جزایر کمانی یا سنگکره اقیانوسیِ بالای پهنه فرورانش هستند. فرورانش سنگکره اقیانوسی هموار، سرد و ستبر، هنگام تدفین تا ژرفای بسیار، اکلوژیتهای شاندرمن را پدید آورده (Omrani et al., 2013)؛ اما جزایر کمانی و پوسته اقیانوسی جایگاه پشتکمان با انباشتهشدن در بخشهای سطحیتر منشورهای بههمافزوده کانال فرورانش، دچار شرایط دگرگونی رخسارههای شیستآبی و سبز شده و متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم پدید آمدهاند.
با توجه به شرایط زمینپویای (ژئودینامیک) در آمیزه (ملانژ) زمینساختیِ جایگاه منشورهای بههمافزوده، پاسخ متفاوت سنگهای آذرین، رسوبها و سرپانتینیتهای دربرگیرنده آنها در برابر دگرریختی، ناهمگنی تودههای سنگی از نظر شدت دگرریختی را در پی دارد. فرایند جریانهای برگشتیِ بلوکهای گسیختهشدة پوسته اقیانوسی و جزایر اقیانوسی در ژرفای متفاوت منشورهای بههمافزوده، بالاآمدگی و جایگزینی سنگها در بخشهای سطحیتر را به دنبال دارد (Davis et al., 1983). در این شرایط، همزیستی سنگهای با سنگمادر (پلیت، بازیک و الترامافیک)، درجه دگرگونی (شیستسبز و شیستآبی) و شدت دگرریختی متفاوت (شیستسبز برگواره و سنگسبز) در منشورهای بههمافزوده مجموعة دگرگونی اسالم دیده میشود.
نتیجهگیری
برپایه نمودارهای گوناگون برای شناسایی جایگاه زمینساختی ماگما و الگوی نمودارهای عنکبوتی، شیستهای آبی و سبز مجموعة دگرگونی اسالم دارای سنگمادرِ بیشتر بازالتی- آندزیتی، با ویژگیهای کالکآلکالن تا تولهایتی، هستند. این سنگها در جایگاه زمینپویای جزایر کمانی پدید آمدهاند. ازاینرو، هنگام فرورانش پهنه اقیانوسی پالئوتتیس، چهبسا در ژرفای پهنه فرورانش، سنگکره اقیانوسیِ هموار، ستبر و سردِ فرورو اکلوژیتی (مجموعه دگرگونی شاندرمن) شده باشد؛ اما جزایر کمانی و پوسته اقیانوسی پشتکمانِ نازک، داغ و جوان، در جایگاه بالای کانال فرورانش و در هنگام تدفین، از بخشهای سطحی سنگکره تراشیده شده باشند و یا در برابر نیروی شناوری منفی، در برابر تدفین در کانال فرورانش، پایداری نشان دهند. پس با انباشتهشدن در ژرفای کمتر (سطحیتر)، منشورهای بههمافزودة کانال فرورانش دچار دگرگونی تا رخسارههای شیستآبی و سبز شده و متابازیتهای مجموعة دگرگونی اسالم را پدید آوردهاند.
سپاسگزاری
از آقای پروفسور روزتی (Rossetti) از دانشگاه سوم رم (Roma Tre University) که با انجام تجزیه شیمیایی کل سنگ سهم بسزایی در انجام این پژوهش داشتهاند بسیار سپاسگزاریم.
منابع
Agrawal, S., Guevara, M. and Verma, S. P. (2008) Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review 50: 1057-1079.
Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin 103: 983-992.
Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics 21: 1-33.
Alavi, M., Vaziri, H., Seyed-Emami, K. and Lasemi, Y. (1997) The Triassic and associated rocks of the Nakhlak and Aghdarband area in central and northeastern Iran as remnants of the southern Turanian active continental margin. Geological Society of America Bulletin 109: 1563-1575.
Cabanis, B. and Lacolle, M. (1989) Le diagramme La/10- Y/15-Nb/8: un outil pour la discrimination des séries volcaniques et la mise en évidence des processus de mélange et/ou de contamination crustale. Comptes Rendus de l’Académie des Sciences de Paris 309: 2023-2039.
Clark, G. C., Davies, R. G., Hamzehpour, B. and Jones, C. R. (1975) Explanatory text of the Bandar-e-Pahlavi quadrangle map, 1/250000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Davies, R. G., Jones, C. R., Hamzepour, B. and Clark, G. C. (1972) Geology of Masuleh sheet, 1:100,000, northwest Iran. Geological Survey of Iran, Report No. 24.
Davis, D. J., Suppe, J. and Dahlen, F. A. (1983) Mechanics of fold-and-thrust belts and accretionary wedges. Journal of Geophysical Research88: 1153-1172.
Delaloye, M., Jenny, J. and Stampfli, G. (1981) K–Ar dating in the eastern Elburz (Iran). Tectonophysics 79: 27–36.
Dilek, Y. and Furnes, H. (2011) Ophiolite genesis and global tectonics: Geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere. Geological Society of America Bulletin 123: 387–411.
Dilek, Y., Furnes, H. and Shallo, M. (2007) Suprasubduction zone ophiolite formation along the periphery of Mesozoic Gondwana. Gondwana Research 11: 453-475.
Elliott, T., Plank, T., Zindler, A., White, W., and Bourdon, B. (1997) Element transport from slab to volcanic front at Mariana arc. Journal of Geophysical Research 102: 14991-15019.
Fürsich, F. T., Wilmen, M., Seyed-Emami, K. and Majidi Fard, M. R. (2009) Lithostratigraphy of the Upper Triassic–Middle Jurassic Shemshak Group of Northern Iran. In: South Caspian to Central Iran Basins (Eds. Brunet, M. F., Wilmsen, M. and Granath, J. W.) Special Publications 312: 129-160. Geological Society, London.
Ghasemi-Nejad, E., Agha-Nabati, A. and Dabiri, O. (2004) Late Triassic dinoflagellate cysts from the base of the Shemshak Group in north of Alborz Mountains, Iran. Review of Palaeobotany and Palynology 132: 207-217.
Hall, R. (1996) Reconstructing Cenozoic Southeast Asia. In: Tectonic evolution of southern Asia (Eds. Hall, R. and Blundell, D.) Special Publication 106: 153-174. Geological Society, London.
Hollocher, K., Robinson, P., Walsh, E. and Roberts, D. (2012) Geochemistry of amphibolite-facies volcanics and gabbros of the Støren Nappe in extensions west and southwest of Trondheim, Western Gneiss region, Norway: a key to correlations and paleotectonic settings. American Journal of Science 312: 357-416.
Irvine, T. N., and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8: 523-548.
Jakes, P. and Gill, J. (1970) Rare earth elements and the island arc tholeiitic series. Earth and Planetary Science Letters 9: 17-28.
Javanmard, M. R. (2014) Petrology of Gasht metamorphic complex. M. Sc. thesis, Imam Khomeini International university, Qazvin, Iran (in Persian).
Javanmard, M. R., Nasrabady, M. Davoudi, Z. and Gholizadeh, K. (2014) Gasht metamorphic complex: An example of average P/T metamorphism of orogenic belt. 18th symposium of the Geological Society of Iran, Tarbiat Modares University, Tehran (in Persian).
John, T., Scherer, E. E., Schenk, V., Herms, P., Halama, R. and Garbe-Schönberg, D. (2010) Subducted seamounts in an eclogite-facies ophiolite sequence: The Andean Raspas Complex, SW Ecuador. Contributions to Mineralogy and Petrology 159: 265-284.
Le Bas, M. J., Lemaitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification diagram of volcanic rocks based on the total alkali silica diagram. Journal of Petrology 27(3):745-750.
Maruyama, S., Liou, J. G. and Terabayashi, M. (1996) Blueschists and eclogites of the world. International Geology Review 38: 485-594.
Meschede, M., (1986) A method of discriminating between different types of mid ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology 56: 207-218.
Metcalf, R. V., Wallin, E. T., Willse, K. R., and Muller, E. R. (2000) Geology and geochemistry of the ophiolitic Trinity terrane, California; evidence of middle Paleozoic depleted supra-subduction zone magmatism in a protoarc setting. In: Ophiolites and Oceanic Crust: New Insights from Field Studies and the Ocean Drilling Program (Eds. Dilek, Y., Moores, E. M., Elthon, D. and Nicolas, A.) Special Paper 349: 403–418. Geological Society of America.
Mueller, S. and Phillips, R. J. (1991) On the initiation of subduction. Journal of Geophysical Research 96: 651-665.
Mullen, E. D. (1983) MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters 62: 53-62.
Miyashiro, A., 1974. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins. American Journal of Science 274: 321-355.
Omrani, H., Moayyed, M., Oberhänsli, R., Bousquet, R. and Tsujimori, T. (2010) Geochemistry of the Shanderman eclogites: emphasis to their essence and protolith. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 3: 433-446 (in Persian).
Omrani, H., Moazzen, M., Oberhänsli, R., Tsujimori, T., Bousquet, R. and Moayyed, M. (2013) Metamorphic history of glaucophane-paragonite-zoisite eclogites from the Shanderman area, northern Iran. Journal of Metamorphic Geology 31: 791-812.
Pearce, J. A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100: 14-48.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1971) Ophiolite origin investigated by discriminant analysis using Ti, Zr and Y. Earth and Planetary Science Letters 12: 339-349.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19: 290-300.
Pearce, J. A., and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.
Pearce, J. A., Baker, P. E., Harvey, P. K. and Luff, I. W. (1995) Geochemical evidence for subduction fluxes, mantle melting and fractional crystallization beneath the south Sandwich Island Arc. Journal of Petrology 36: 1073-1109.
Saadat, M. (2013) Petrology of Asalem metamorphic complex. M. Sc. thesis, Imam Khomeini International University, Qazvin, Iran (in Persian).
Saadat, M., Nasrabady, M., and Asiabanha, A. (2014) Thermobarometry and tectonic setting interpretation of blue schist facies rocks from the Asalem metamorphic complex (NW Rasht). Petrology 19: 138-154 (in Persian).
Sengör, A. M. C. (1984) The Cimmeride Orogenic System and the Tectonics of Eurasia. Geological Society of America, Special Paper 195: 1-82.
Seyed-Emami, K. (2003) Triassic in Iran. Facies 48: 95-106.
Sheikholeslami, M. R. and Kouhpeyma, M. (2012) Structural analysis and tectonic evolution of the eastern Binalud Mountains, NE Iran. Journal of Geodynamics 61: 23-46.
Shervais, J. W., (1982) Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth and Planetary Science Letters 59: 101-118.
Sheth, H. C. (2008) Do major oxide tectonic discrimination diagrams work? Evaluating new log-ratio and discriminant-analysis-based diagrams with Indian Ocean mafic volcanics and Asian ophiolites. Terra Nova 20: 229-236.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D., Norry, M. J. Special Publications 42: 312-345. Geological Society, London.
Verma, S. K. and Verma, S. P. (2013) Identification of Archaean plate tectonic processes from multidimensional discrimination diagrams and probability calculations. International Geology Review 55: 225-248.
Verma, S. P. (2010) Statistical evaluation of bivariate, ternary and discriminant function tectonomagmatic discrimination diagrams: Turkish Journal of Earth Sciences 19(2): 185-238.
Verma, S. P., Guevara, M. and Agrawal, S. (2006) Discriminating four tectonic settings: five new geochemical diagrams for basic and ultrabasic volcanic rocks based on log-ratio transformation of major element data. Journal of Earth System Science 115(5): 485-528.
Verma, S. P., Verma, S. K., Pandarinath, K. and Rivera-Gómez, M. A. (2011) Evaluation of recent tectonomagmatic discrimination diagrams and their application to the origin of basic magmas in Southern Mexico and Central America: Pure and Applied Geophysics 168: 1501-1525.
Vermeesch, P. (2006) Tectonic discrimination diagrams revisited. Geochemistry, Geophysics and Geosystems 7: 1-55.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock forming minerals: The American Mineralogist 95: 185–187.
Wilson, M. (1989). Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach.Unwin Hyman. London.
Winchester, J. A. and Floyed, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.
Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters 50: 11-30.
Zanchetta, S., Berra, F., Zanchi, A., Bergomi, M., Caridroit, M., Nicora, A. and Heidarzadeh, G. (2013) The record of the Late Palaeozoic active margin of the Palaeotethys in NE Iran: Constraints on the Cimmerian orogeny. Gondwana Research 24: 1237-1266.
Zanchetta, S., Zanchi, A., Villa, I., Poli, S. and Muttoni, G. (2009) The Shanderman eclogites: a Late Carboniferous high-pressure event in the NW Talesh Mountains (NW Iran). In: South Caspian to Central Iran basins (Eds. Brunet, M. F., Wilmsen, M. and Granath, J. W.) Special Publications 312: 57-79. Geological Society, London.
Zanchi, A., Zanchetta, S., Berra, F., Mattei, M., Garzanti, E. and Molyneux, S. (2009) The Eo-Cimmerian (Late? Triassic) orogeny in North Iran. In: South Caspian to Central Iran basins (Eds. Brunet, M. F., Wilmsen, M. and Granath, J. W.) Special Publications 312: 31-55. Geological Society, London.
)