Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Petrology and Economic Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology
2 شاهرود- بلوار دانشگاه- دانشگاه صنعتی شاهرود- دانشکده علوم زمین
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
نخستینبار Kay (1978) واژه آداکیت را برای توصیف داسیت‌ها و آندزیتهای سدیمدار سرشار از آلومینیم و استرانسیم در جزایر آداک به‌کار برد. Defant و Drummond (1990) و Martin (1999) تعریف و توصیف دقیقتری برای آداکیتها پیشنهاد دادند و آنها را واحدهای سنگی حدواسط تا اسیدی با ترکیب هورنبلند-آندزیت تا ریولیت و داسیت دانستند که فنوکریستهایی از پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت دارند. فنوکریستهای ارتو- و کلینوپیروکسن تنها در آندزیتهای مافیک دیده می‌شوند و آپاتیت، زیرکن، تیتانیت و تیتانومگنتیت نیز از فازهای فرعی آنها هستند. جدیدترین تعریف از آداکیتها را Defant و Kepezhinskas (2001) پیشنهاد کرده‌اند که برپایة آن، آداکیتها، گدازههای آمفیبول و پلاژیوکلازدارِ سرشار از سیلیس (بیشتر از 56 درصدوزنی)، آلومین (بیشتر از 15 درصدوزنی) و سدیمداری (بیشتر از 5/3 درصدوزنی) هستند که در نمودار سه‌تایی پتاسیم- سدیم –کلسیم، در محدودة ترونجمیت جای می‌گیرند. داشتن مقدارهای Sr بیشتر از ppm400، Y کمتر از ppm18، نسبت Sr/Y بزرگ‌تر از 40 و نسبت La/Yb بیشتر از 20، از ویژگیهای شاخص آنهاست. این سنگ‌ها بسیار گوناگون هستند و در مقایسه با دیگر سنگ‌های رخنمون‌یافته در مرزهای فعال قاره‌ای، نسبت‌های Sr/Y و La/Yb بالا و مقدارهای Y و Yb کمی دارند (Martin, 1999).
پهنه ماگمایی ارومیه- دختر به‌صورت نواری آتشفشانی- نفوذی طویل و مرتبط با فرورانش نئوتتیس، از باختر ترکیه تا جنوبخاوری ایران کشیده شده است (Berberian et al., 1982). با آغاز فرورانشِ سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر لبه جنوبی ایران مرکزی، پهنه‌های کششی پشت‌کمانی کوچکی، مانند سبزوار در پشت‌کمان ماگمایی ارومیه- دختر پدید آمده‌اند. با گسترش بیشتر در کرتاسه بالایی، این پهنه‌ها جای خود را به پهنه‌های اقیانوسی کوچک با پوسته اقیانوسی جوان و داغ داده‌اند. این حوضههای اقیانوسی شاخة خاوری نئوتتیس دانسته شده‌اند (Omrani et al., 2008; Shafaii Moghadam et al., 2009; Rossetti et al., 2010; Agard et al., 2011). همزمان با آخرین رویدادهای فرورانش و بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس در راستای زاگرس در کرتاسه بالایی- پالئوسن و در پی همگرایی و جمع‌شدن پوسته ایران، بسته‌شدن این حوضههای کوچک اقیانوسی (سبزوار، نایین- بافت و سیستان) نیز در کرتاسه بالایی- پالئوسن آغاز شده است. در هنگام بسته‌شدن و در پی فرارانده‌شدن تکه‌هایی از سنگ‌کرة اقیانوسی این حوضهها روی خردقاره ایران مرکزی، افیولیتهای این پهنه همانند نایین-بافت، تربت حیدریه، فریمان و سبزوار پدید آمده‌اند (Rossetti et al., 2010).
در کرانة شمال‌خاوری نوار افیولیتی سبزوار و در لبة جنوبی پهنه بینالود، کمان ماگمایی جوانی در جنوب قوچان وجود دارد. این کمان ماگمایی دربردارندة سنگ‌های آتشفشانی با سرشت غالباً کالک‌آلکالن است که به پهنای 100 تا 150کیلومتر، از شمال سبزوار تا جنوب قوچان و به درازای 200 کیلومتر از قوچان تا اسفراین ادامه دارد. سن سنگ‌های آتشفشانی این نوار از جنوب (در مجاورت نوار افیولیتی سبزوار) به‌سوی شمال (قوچان- اسفراین)، از ائوسن تا پلیو-پلیستوسن تغییر میکند (Fatahi, 2003; Tanha, 2009; Ghasemi et al., 2010). بررسی‌های زمینشیمیایی دقیق سنگ‌های آذرین پس از ائوسن در شمال‌خاوری ایران، شناسایی و گزارش برخی از آنها به‌نام سنگ‌های آداکیتی مرتبط با فرورانش نئوتتیس در کمان ماگمایی سبزوار- جنوب قوچان را به‌دنبال داشته است (Tanha, 2009; Ghasemi et al., 2010; Jamshidi et al., 2014, 2015a, 2015b). به باور Soltani Dehnavi (2010) و برپایة بررسی‌های سنگ‌شناسی و زمینشیمیایی سنگ‌های آتشفشانی ترشیری شمال‌باختری نیشابور، ذوب لبة اقیانوسی فرورونده پیدایش بازالت و آندزیتهای بازالتی سرشار از Nb در این منطقه را در پی داشته است. به باور ایشان، سنگ‌های حد واسط و اسیدی این منطقه نیز در پی جدایش بلوری ماگمایی، آلودگی پوستهای و حضور مقادیری از رسوب‌های فرورونده در هنگام فرورانش پدید آمده‌اند. Aghabazzaz (2012) سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی آداکیت‌های شمال‌باختری نیشابور را بررسی کرده است. سنگ‌های داسیتی و ریوداسیتی بررسی‌شده ایشان فنوکریستهای فراوان آمفیبول و به‌میزان کمتر، بیوتیت و پیروکسن و سرشت آداکیتی دارند و از ذوب‌بخشی خاستگاهی اکلوژیتی یا متابازالتی و واکنش آن با پریدوتیتهای گوشته پدید آمده‌اند. Shabanian و همکاران (2012) به بررسی ارتباط میان فعالیتهای آتشفشانی کواترنر درون ورقهای و ساختارهای دیده‌شده در ایران و خاور ترکیه پرداختهاند. ایشان ماگماتیسم درون ورقهای در ناحیه مشکان در جنوب گنبدهای نیمه‌عمیق چکنه را پیامد گسلهای راستالغز و معکوس دانستهاند. Mohammadi و همکاران (2015) با تکیه بر داده‌های ایزوتوپهای Sr-Nd-Pb به بررسی زمین‌شیمی و سنگ‌زایی آداکیت‌های دامنة جنوبی نوار افیولیتی شمال سبزوار پرداختهاند و این آداکیتها را پیامد ذوب‌بخشی خاستگاهی گارنت‌آمفیبولیتی دانستهاند.
Fathabadi (2014) گنبدهای آداکیتی منطقه مقیسه در جنوبباختری سبزوار را بررسی کرد. این گنبدها ترکیب داسیت-ریوداسیت دارند. همچنین، قطعه‌هایی از سنگ میزبانهای آتشفشانی و آذرآواری ائوسن و حتی قطعه‌‌های مارنی الیگومیوسن دارند. در نمودارهای رده‌بندی سنگ‌های آداکیتی نیز این سنگ‌ها در گروه آداکیت‌های پرسیلیس (HSA) جای گرفته‌اند. همچنین، گمان می‌رود ماگمای مادر این گنبدها از سنگ ﻣﻨﺸﺄ اکلوژیتی یا گارنت‌آمفیبولیتی سرچشمه گرفته باشد که از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة نئوتتیس سبزوار به زیر لبه جنوبی پهنه البرز خاوری پدید آمده است (Fathabadi, 2014).
منطقة چکنه بخشی از پهنه ماگمایی شمال سبزوار- جنوب قوچان، در 110 کیلومتری شمال‌خاوری سبزوار است. اگرچه، برخی پژوهشگران (Fatahi, 2003; Tanha, 2009; Ghasemi et al., 2010) مناطق همجوار را پیش از این بررسی کرده‌اند، اما هیچ بررسی سنگشناختی دقیقی روی منطقة چکنه انجام نشده است. Taheri-Sarteshnizi (2017) برای نخستینبار به بررسی گنبدهای آداکیتی منطقه پرداخته است. در این مقاله برای نخستینبار زمین‌شناسی، سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و به‌ویژه زمین‌شیمی ایزوتوپی (نسبت‌های ایزوتوپی87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd) گنبدهای آداکیتی منطقه بررسی می‌شود. همانند دیگر کمانهای ماگمایی، بررسی این کمان و به‌ویژه گنبدهای آداکیتی آن روزنهای ارزشمندی برای دریافتن فرایندهای درگیر در ذوب پوسته و گوشته در پهنه‌های فرورانش است.
زمین‌شناسی منطقه
گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه در ورقه 1:100000 اخلمد میان طول‌های جغرافیایی خاوری ´30 °58 تا ´48 58° و عرضهای جغرافیایی شمالی ´45 °36 تا ´00 37° درجه هستند و میان دو پهنه زمین‌ساختی البرز خاوری و کپه‌داغ جای گرفته‌اند (شکل 1).
شکل 1- نقشه زمین‌شناسیِ گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (این نقشه به کمک نمونه‌برداری‌های انجام‌شده رسم شده است و برای این پژوهش، عکسهای ماهواره ای، و نقشة زمین‌شناسی 1:100000 اخلمد (Pourlatifi, 2006) رسم شده است)
این گنبدها بلندترین ارتفاع‌های منطقه هستند (شکل 2- A) و سنسنجیهای U-Pb که Gardideh و همکاران (2018) به‌تازگی روی زیرکنهای جداشده از این گنبدها انجام داده‌اند نشان می‌دهند سن آنها نزدیک به 10 میلیون سال پیش است. کوهزایی پاسادنین از مهم‌ترین رویدادهای زمین‌ساختی منطقه است که نهشتههای نئوژن را دچار چین‌خوردگی کرده است. اگرچه رخنمونی از سازندهای پالئوزویک در منطقه دیده نمی‌شود، وجود آنها در زیر لایههای مزوزوییک نیز انکار نمی‌شود.
شکل 2- A) نمای یکی از گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه در شمال‌خاوری این شهر؛ B) تصویری از شیل و ماسه‌سنگ‌های سازند کشف‌رود و آهکهای سازند مزدوران (دید رو به خاور؛ تصویر از جنوب منطقه بررسی‌شده و در امتداد جادة چکنه- بقیع گرفته شده است)؛ C) نمای نزدیکی از همان شیلهای سازند کشف‌رود شکل B که میانلایههایی با ضخامت کمتر از ماسه‌سنگ دارند؛ D) سازند چمن‌بید در این عکس دیده می‌شود که از کنلگومرا، ماسه‌سنگ و آهک ماسهای ساخته شده است (دید رو به جنوبخاوری)؛ E) نمایی نزدیکی از همان کنگلومراهای شکل D (همان‌گونه‌که در این تصویر دیده می‌شود کنلگومراهای سازند چمن‌بید در این منطقه گردشدگی خوب و جورشدگی بد دارند. همچنین، این لایههای کنلگومرایی اساساً از قلوههای آهکی تشکیل شده‌اند)؛ F) تصویری از مارن و ماسه سنگ‌های سازند چمن‌بید (دید رو به شمال‌باختری). این مارنها در سمت چپ شکل D جای گرفته‌اند
کهنترین سنگ‌های منطقه، شیل و ماسه‌سنگ‌های سازندهای کشف‌رود به سن ژوراسیک میانی (شکلهای 2- B و 2- C) هستند که کنگلومرا، ماسه‌سنگ و آهکهای سازند چمن‌بید (شکلهای 2- D، 2- E و 2- F) روی آنها جای گرفته‌اند. سازند چمن‌بید نیز خود با سنگ‌های کربناته سازند مزدوران (شکلهای 3- A و 3- B) به سن ژوراسیک بالایی پوشیده شده است.
شکل 3- A) همجواری شیلهای سازند چمن‌بید در کنار آهکهای مزدوران در امتداد جادة چکنه- بقیع. مرز این دو واحد گسله است؛ B) نمای نزدیکی از همان آهکها شکل A که رگههای نازکی از آراگونیت (در مرکز تصویر) دارند
یکنواختی ضخامت در نهشتههای فیلیشی ژوراسیک میانی را شاید بتوان پیامد سازوکار جنبشهای کوهزایی سیمرین پیشین در تریاس میانی و بسته‌شدن تتیس کهن دانست (Aghanabati, 2004). شواهد گویای آن است که در زمان رسوب‌گذاری سازند مزدوران نیز، حوضهای کم‌ژرفا و وابسته به حاشیة فعال قاره، منطقه بررسی‌شده را دربرگرفته بوده و کم‌کم ژرفای این حوضه افزایش یافته و سنگ‌های آهکی را پدید آورده است (شکل 3- B). سازند مزدوران حجم بزرگی از سنگ‌های جنوب تودههای نیمه‌عمیق چکنه را در برگرفته است. در این منطقه، پس از وقفهای در رسوب گذاری سازند شوریجه، پیشروی دریای کرتاسه لایههایی کربناته اُربیتولیندار (سازند تیرگان) را به‌گونة همشیب روی نهشتههای کهنتر برجای گذاشته است. ستبرای این سازند در این منطقه نزدیک به 150 متر است و فسیلهای آن به سن بارمین- آپسین هستند (Pourlatifi, 2006).
با پیدایش حوضههای تبخیری در نئوژن روی سطح ناهمواریها در این منطقه، کنگلومرایی انباشته شده است که قلوههایی از سنگ‌های مزوزوییک دارد و روی این سنگ‌ها به‌صورت دگرشیب و یا گسله جای گرفته است. این کنلگومراها سیمانی قهوهای تا سرخ‌رنگ دارند و در زیرترین بخش پادگانههای آبرفتی کواترنر جای گرفته‌اند. قلوههای موجود گردشدگی خوبی دارند؛اما جورشدگی آن ضعیف است. در نزدیکی گنبدهای چکنه، تناوبی از شیل و ماسه‌سنگ‌های نئوژن به‌چشم میخورند که در پی کوهزایی پاسادنین دچار چین خوردگی شده‌اند.
جوان‌ترین نهشتههای موجود در منطقه مربوط به آبرفتهای کم‌ارتفاع و پادگانههای آبرفتی جوان هستند که بستر کهن رودخانههای با ارتفاع کم را نیز شامل می‌شوند. این نهشتهها تا دشتها ادامه دارند.
سنگ‌نگاری و روابط صحرایی
گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه با قطر 4/1 تا 3 کیلومتر، ترکیب داسیت و تراکیت دارند. گنبد جنوبی نیز که در فاصله 2 کیلومتری شمال‌خاوری روستای حسن آباد است، ترکیب تراکیت دارد؛ اما دو گنبد دیگر که با فاصله 1 و 5 کیلومتری در شمال این گنبد جای دارند، ترکیب داسیت نشان می‌دهند (شکل 1). در بررسی‌های صحرایی روشن شد که این گنبدها رخنمونهای جدا از هم دارند و هر کدام از آنها ترکیب یکنواختی نشان می‌دهند و تنوع سنگ‌شناسی ندارند.
بررسی‌های سنگ‌نگاری نشان می‌دهد سنگ‌های سازندة این گنبدها از کانیهای پلاژیوکلاز، هورنبلند، کوارتز، ارتوکلاز و اکسیدهای آهن- تیتانیم ساخته شده‌اند و بافت‌های گوناگون پورفیری (شکل 4- A)، میکرولیتی پورفیری و گلومروپورفیری (شکلهای 4- B و 4- C) دارند. در برخی نمونهها، بافت‌های سری‌ایت و جریانی (شکل 4- D) نیز به‌خوبی دیده می‌شوند. پلاژیوکلاز و هورنبلند از فنوکریستهای این سنگ‌ها هستند. پلاژیوکلاز، بافت غربالی (شکل 4- E)، منطقه‌بندی و ماکل پلیسینتتیک نشان می‌دهد (شکل 4- A) که نشان‌دهندة حاکم‌بودن شرایط ناتعادلی در فرایند تبلور ماگما هستند (شکلهای 4- A و 4- E). بافت غربالی در پلاژیوکلاز چه‌بسا پیامد تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر ماگمای در حال تبلور باشد که معمولاً به‌دنبال کاهش فشار در پی بالاآمدن و گاززدایی ماگما، رویداد فرایند همرفت در آشیانه ماگمایی، آمیختگی ماگمایی، آلایش و یا ورود ماگمای داغ جدید رخ می‌دهد (Stewart and Pearce, 2004). منطقه‌بندی ترکیبی در پلاژیوکلاز وابسته به تغییر‌های بزرگ‌مقیاس در پارامترهای دما، فشار، میزان آب و ترکیب مذاب دانسته شود و چه‌بسا با افزوده‌شدن مذاب جدید به آشیانه ماگمایی همراه است (Foley et al., 2013).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از بافتها و کانیهایِ گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (جنوب قوچان): A) بافت پورفیری با فنوکریستهای پلاژیوکلاز (Pl) و هورنبلند (Hbl). اندازه فنوکریستهای پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها نزدیک به 1 میلیمتر است و منطقه‌بندی زیبا نشان می‌دهند؛ B) بافت گلومرپورفیری که پیامد انباشته‌شدن فنوکریستهای پلاژیوکلاز؛ C) بافت گلومرپورفیری که در پی انباشته‌شدن بلورهای هورنبلند پدید آمده است؛ D) بافت جریانی که در پی پشت سرهم جای‌گرفتن میکرولیتها و بلورهای پلاژیوکلاز پدید آمده است؛ E) بافت غربالی بلورهای پلاژیوکلاز؛ F) حاشیه سوخته بلورهای هورنبلند در سنگ‌های بررسی‌شده (نام اختصاری کانیها از Kretz (1983) برگرفته شده است)
شماری از هورنبلندها حاشیة سوخته دارند (شکل 4- F). داشتن حاشیة سوخته در هورنبلندها پیامد بالابودن فوگاسیته اکسیژن و فشار بخار آب در هنگام بالاآمدن ماگماست. به باور Best (2003)، هنگام بالاآمدن ماگمای داغ، هورنبلند در مجاورت با محیط اکسیدان با هورنبلند بازالتی جایگزین می‌شود.
در سنگ‌های گنبدهای منطقه، بافت گلومروپرفیری نیز دیده می‌شود (شکلهای 4- B و 4- C). تجمع بلورها و پیدایش گلومرول چه‌بسا پیامد هستهبندی ناهمگن این بلورها باشد (Kirkpatrichk, 1977). نیروی انبساطی و تنش برشی باعث قطعه قطعه‌شدن و برشی‌شدن بلورهای انباشتی در ماگما و پیدایش تجمعها و لختههای گلومروپورفیری شده‌اند که همراه با بالاآمدن مذاب، به بالا آورده می‌شوند. بهم‌پیوستن گلومروپورفیرها در مذاب، شاید به کاهش دما و افزایش گرانروی حاصل از آن وابسته است (Baker, 1998). در پایان، بالاآمدن و انجماد سریع مذابهای بجامانده، تشکیل زمینه و در برگرفتن تجمعهای فنوکریستی و گلومروپورفیری قدیمی را در پی داشته است (شکلهای 4- B و 4- C). کلسیت و اپیدوت نیز از کانیهای ثانویه در گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه هستند.
زمین‌شیمی
پس از انجام دقیق بررسی‌های سنگ‌نگاری روی بیشتر از 60 نمونه سنگی، 5 نمونه سالم برگزیده و برای انجام تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ کل به روشهای ICP-OES و ICP-MS به آزمایشگاه ACME (در ونکوور کانادا) فرستاده شدند (جدولهای 1 و 2). افزون‌براین، 3 نمونه نیز برای بررسی‌های ایزوتوپی به آزمایشگاه زمین‌شناسی ایزوتوپی دانشگاه آویرو در کشور پرتغال فرستاده شدند (جدول 3). در پایان داده‌های تجزیهای با نرمافزارهای سنگ‌شناسی و اکسل پردازش شدند.
جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی اکسید عنصرهای اصلی (برپایة wt%) برای نمونه‌های گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (جنوب قوچان) و درصد نرماتیو کانیهای آنها
|
Rock Type |
Trachyte |
Dacite |
Dacite |
Dacite |
Dacite |
|
|
Sample No. |
Ch4 |
Ch1 |
Ch2 |
Ch3 |
Ch5 |
Average |
|
SiO2 |
63.49 |
66.44 |
66.80 |
67.99 |
68.61 |
66.67 |
|
Al2O3 |
16.68 |
18.10 |
17.56 |
16.49 |
16.72 |
17.11 |
|
Fe2O3total |
4.25 |
3.09 |
3.03 |
3.16 |
2.55 |
3.22 |
|
MgO |
2.24 |
1.43 |
1.35 |
1.87 |
1.12 |
1.60 |
|
CaO |
3.47 |
4.55 |
4.67 |
4.35 |
4.48 |
4.30 |
|
Na2O |
5.98 |
4.02 |
4.17 |
3.79 |
4.26 |
4.44 |
|
K2O |
3.10 |
1.85 |
1.92 |
1.84 |
1.81 |
2.11 |
|
TiO2 |
0.45 |
0.34 |
0.34 |
0.35 |
0.28 |
0.35 |
|
P2O5 |
0.22 |
0.13 |
0.12 |
0.10 |
0.12 |
0.14 |
|
MnO |
0.12 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
0.07 |
|
Cr2O3 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
L.O.l. |
2.40 |
1.50 |
2.20 |
3.30 |
2.10 |
2.3 |
|
Total |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.01 |
99.99 |
100.00 |
|
Orthoclase |
19.70 |
5.71 |
6.34 |
2.97 |
6.94 |
8.33 |
|
Albite |
50.62 |
34.05 |
35.32 |
32.11 |
36.05 |
37.63 |
|
Anorthite |
3.11 |
21.72 |
22.38 |
20.90 |
20.82 |
17.79 |
|
Quartz |
5.88 |
26.59 |
25.52 |
29.85 |
27.44 |
23.06 |
|
Apatite |
0.51 |
0.31 |
0.28 |
0.24 |
0.29 |
0.33 |
|
Magnetite |
3.08 |
1.80 |
1.76 |
0.57 |
1.48 |
1.74 |
|
Ilmenite |
0.43 |
0.32 |
0.32 |
0.34 |
0.26 |
0.34 |
|
Biotite |
2.46 |
8.36 |
8.01 |
12.98 |
6.01 |
7.56 |
|
Amphibole |
19.45 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.97 |
4.08 |
|
Corundum |
0.00 |
1.50 |
0.40 |
0.58 |
0.00 |
0.50 |
جدول 2- داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) نمونه‌های گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (جنوب قوچان)
|
Sample No. |
Ch4 |
Ch1 |
Ch2 |
Ch3 |
Ch5 |
average |
|
Ba |
554 |
409 |
436 |
433 |
389 |
444 |
|
Be |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
2.00 |
1.00 |
1.20 |
|
Ni |
20.00 |
7.10 |
7.70 |
20.00 |
20.00 |
14.96 |
|
Co |
8.50 |
7.00 |
6.50 |
6.80 |
4.70 |
6.70 |
|
Cs |
0.60 |
0.70 |
0.70 |
1.20 |
1.20 |
0.88 |
|
Ga |
15.00 |
16.30 |
15.60 |
15.70 |
16.80 |
15.88 |
|
Hf |
3.50 |
2.90 |
2.90 |
2.80 |
3.00 |
3.2 |
|
Nb |
17.50 |
10.60 |
10.00 |
9.90 |
8.00 |
11.20 |
|
Rb |
61.00 |
44.80 |
43.50 |
45.20 |
32.80 |
45.46 |
|
Sr |
350.80 |
507.80 |
516.30 |
483.30 |
556.40 |
482.92 |
|
Ta |
1.40 |
0.90 |
0.90 |
0.80 |
0.90 |
0.98 |
|
Th |
7.60 |
7.00 |
7.00 |
9.10 |
4.30 |
7 |
|
U |
2.10 |
2.10 |
1.90 |
1.90 |
1.50 |
1.90 |
|
V |
72.00 |
45.00 |
41.00 |
45.00 |
34.00 |
47.40 |
|
W |
0.80 |
0.70 |
0.70 |
0.50 |
0.50 |
0.64 |
|
Zr |
156.70 |
104.00 |
99.50 |
107.80 |
102.20 |
114.04 |
|
Y |
11.60 |
8.10 |
7.20 |
7.20 |
6.20 |
8.06 |
|
La |
25.70 |
19.30 |
19.30 |
19.40 |
16.20 |
19.98 |
|
Ce |
42.00 |
33.60 |
31.50 |
31.50 |
27.80 |
33.28 |
|
Pr |
4.32 |
3.64 |
3.43 |
3.25 |
2.92 |
3.51 |
|
Nd |
15.00 |
12.90 |
11.50 |
11.70 |
10.70 |
12.36 |
|
Sm |
2.51 |
2.15 |
1.93 |
2.05 |
1.78 |
2.08 |
|
Eu |
0.72 |
0.63 |
0.60 |
0.59 |
0.53 |
0.61 |
|
Gd |
2.36 |
1.84 |
1.67 |
1.69 |
1.60 |
1.83 |
|
Tb |
0.36 |
0.27 |
0.25 |
0.26 |
0.22 |
0.27 |
|
Dy |
1.91 |
1.42 |
1.29 |
1.41 |
1.20 |
1.45 |
|
Ho |
0.37 |
0.28 |
0.27 |
0.25 |
0.21 |
0.28 |
|
Er |
1.16 |
0.79 |
0.72 |
0.63 |
0.67 |
0.79 |
|
Tm |
0.18 |
0.12 |
0.13 |
0.10 |
0.10 |
0.13 |
|
Yb |
1.27 |
0.77 |
0.72 |
0.71 |
0.63 |
0.82 |
|
Lu |
0.20 |
0.12 |
0.12 |
0.10 |
0.09 |
0.13 |
|
Sc |
8.00 |
8.00 |
7.00 |
7.00 |
4.00 |
6.80 |
|
FeO/MgO |
0.95 |
1.30 |
1.35 |
1.48 |
1.37 |
1.29 |
|
Sr/Y |
30.24 |
62.69 |
71.70 |
67.13 |
89.74 |
64.3 |
|
LaN/YbN |
13.64 |
16.9 |
18.07 |
13.64 |
17.34 |
16.87 |
|
Mg# |
65.25 |
57.9 |
57 |
54.68 |
56.51 |
58.27 |
|
YbN |
6.08 |
3.68 |
3.45 |
3.40 |
3.01 |
3.92 |
جدول 3- داده‌های تجزیه‌های ایزوتوپی Rb-Sr و Sm-Nd برای نمونه‌های گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (جنوب قوچان) (سن Ma 10 که برای تعیین مقدارهای اولیه 87Sr/86Sr، 143Nd/144Nd و ɛNd به‌کار برده شده است، برپایة سنسنجیهای جدید روی کانیهای زیرکن در این سنگ‌هاست که Gardideh و همکاران (2018) آن را انجام داده‌اند)
|
Sample |
A1 |
A2 |
Ch5 |
|
Nd(ppm) |
9.10 |
8.70 |
10.70 |
|
Sm(ppm) |
1.55 |
1.60 |
1.78 |
|
143Nd/144Nd |
0.512887 |
0.512783 |
0.512820 |
|
143Nd/144Nd10Ma |
0.51288 |
0.51278 |
0.51281 |
|
ɛNd10Ma |
4.98 |
2.95 |
3.68 |
|
Error(2s) |
0.000026 |
0.000011 |
0.000011 |
|
Rb(ppm) |
37.70 |
36.50 |
32.80 |
|
Sr(ppm) |
475.30 |
553.20 |
556.40 |
|
87Sr/86Sr |
0.704286 |
0.704110 |
0.703927 |
|
87Sr/86Sr10Ma |
0.70425 |
0.70408 |
0.70390 |
|
Error(2s) |
0.000015 |
0.000021 |
0.000018 |
همان‌گونه‌که در شکلهای 4- A تا 4- F دیده می‌شود، زمینه سنگ‌های سازندة گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه از شیشه و بلورهای کوچک فلدسپار و کوارتز ساخته شده است. ازاین‌رو، برای نامگذاری این سنگ‌ها ردهبندیهای شیمیایی و نرماتیو به‌کار برده شد. برپایة نمودار رده‌بندی شیمیایی Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (شکل 5- A) سنگ‌های بررسی‌شده در محدودة تراکی‌آندزیت و در نمودار رده‌بندی شیمیایی SiO2 دربرابر Na2O+K2O (شکل 5- B) در محدودة داسیت و تراکیت جای گرفته‌اند.
شکل 5- موقعیت نمونه‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودارهای رده‌بندی: A) Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Le Bas et al., 1986)
ازآنجایی‌که سنگ‌های سازندة گنبدهای چکنه دارای هورنبلند هستند، گمان می‌رود روش مزونورم گرانیت با هورنبلند (Granite Mesonorm with hornblende; Mielke and Winkler, 1979) برای ارزیابی درصد نورماتیو کانیهای سازندة آنها روش بهتری باشد. درصد نورماتیو کانیهای این سنگ‌ها عبارت است از: ارتوکلاز (0/3 تا 7/ 19 درصد)، آلبیت (1/32 تا 6/50 درصد)، آنورتیت (1/3 تا 4/22 درصد)، کوارتز (9/5 تا 9/29 درصد)، آپاتیت (2/0 تا 3/0 درصد)، مگنتیت (6/0 تا 1/3 درصد)، ایلمنیت (3/0 تا 4/0 درصد)، بیوتیت (5/2 تا 0/13 درصد)، آمفیبول (0 تا 5/19 درصد) و کرندوم (0 تا 5/1 درصد). بر این پایه، نمونه ch4 از نوع تراکیت و نمونه‌های دیگر داسیت نامگذاری می‌شوند (جدول 1) که با بررسی‌های سنگ‌نگاری نیز کاملاً همخوانی دارد.
نمودار SiO2 دربرابر K2O (شکل 6- A) برای بررسی سری ماگمایی گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، سنگ‌های بررسی‌شده سرشت کالک‌آلکالن دارند. همچنین، این سنگ‌ها سرشت متاآلومین تا پرآلومین ضعیفی نشان می‌دهند (شکل 6- B). بالابودن مقدار K2O و سرشت پرآلومین سنگ‌های بررسی‌شده با آلایش ماگمای مادر سنگ‌های بررسی‌شده در هنگام گذر از پوستة قاره‌ای توجیه‌شدنی است.
بحث
گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه ترکیب داسیت و تراکیت دارند. این سنگ‌ها سرشت کالک‌آلکالن نشان می‌دهند. نمودارهای چندعنصری و بهنجارشده به ترکیب کندریت (شکل 7- A) و گوشته اولیه (شکل 7- B) نشان‌دهندة غنی‌شدگی این سنگ‌ها از LREEs دربرابر HREEs و عنصرهای خاکی کمیاب بزرگ‌یون (K، Ba و Rb) دربرابر عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) هستند. همچنین، سنگ‌های گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه از عنصرهای Ti، P و Nb آنومالی منفی نشان می‌دهند (شکل 7). آنومالی منفی از این عنصرها با کانیهای فرعی و عارضهای فسفردار و تیتانیم‌دار (مانند: مونازیت، آپاتیت، اسفن، روتیل، ایلمنیت) و برخی آمفیبولها (انواع دما- فشار بالای پارگازیتی) کنترل می‌شود. با افزایش فشار (در رخسارههای آمفیبولیت و اکلوژیت در پهنه‌های فرورانش)، حلالیت این فازهای کانیایی در سیالهای آبدار کاهش مییابد. پس کانیهای یادشده که سرشار از عنصرهای HFS هستند، هنگام فرایندهای ذوب‌بخشی در ژرفای بیشتر از 30 کیلومتر، به‌صورت فازهای دیرگداز در سنگمادرهای آمفیبولیتی و اکلوژیتی پدیدآمده از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده، بجای میمانند و با نگهداری این عنصرها در ساختار بلوری خود، در مذاب بخشی تولیدشده آنومالی منفی پدید می‌‌آورند (Gaetani, 2004). دربرابر، سیالها و مذابهای پدیدآمده از آبزدایی و ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده، با صعود به گوة گوشتهای رویی و متاسوماتیسم‌کردن آن، آنومالی مثبت در عنصرهای خاکی بزرگ یون (LILEs) و آنومالی منفی در عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) را پدید آورده‌اند؛ ازاین‌رو، آنومالیهای مثبت و منفیِ این عنصرهای کمیاب در سنگ‌های منطقه نشان دهندة پیدایش آنها در پهنة فرورانش است.
شکل 6- جایگاه نمونه‌های گنبدهای داسیتی-تراکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در: A) نمودار SiO2 دربرابر K2O برای تعیین سری ماگمایی؛ B) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943) (نمادها همانند شکل 6 هستند)
شکل 7- الگوی فراوانی عنصرها در نمونه‌های گنبدهای داسیتی- تراکیتی چکنه (جنوب قوچان) در: A) نمودار بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت؛ B) نمودار چندعنصری (عنکبوتی) بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه (نمادها همانند شکل 6 هستند)
نمونه‌های سنگیِ گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه در نمودارهای Y دربرابر Sr/Y (شکل 8- A) و YbN دربرابر LaN/YbN (شکل 8- B) در محدودة آداکیتها و دور از محدودة سنگ‌های معمول کمان ماگمایی (Classical arc igneous rocks) جای گرفته‌اند.
شکل 8- جایگاه ترکیبی نمونه‌های گنبدهای داسیتی- تراکیتی چکنه (جنوب قوچان) در نمودارهای Y دربرابر Sr/Y و YbN دربرابر LaN/YbN (Defant and Drummond, 1990) (نمادها همانند شکل 6 هستند)
همچنین، همان‌گونه‌که در این نمودارها دیده می‌شود، نمونه‌های سنگیِ برداشت‌شده از گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه در محدودة آداکیت‌های سنوزوییک و مرتبط با سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده (Eyuboglu et al., 2011) نیز جای گرفته‌اند (شکل 8). دیگر ویژگیهایی که نشان‌دهندة آداکیتی‌بودن ماگمای سازندة گنبدهای منطقة چکنه و پیدایش آن از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده هستند، عبارتند از:
(1) برپایة پژوهشهای Kay (1978)، Defant و Drummond (1990) و Martin و همکاران (2005) روی ترکیب‌های آداکیتی، مقدار 40<Sr/Y و 12< LaN/YbN از مهم‌ترین ویژگیهای زمینشیمیایی آداکیت‌های وابسته به ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی هستند. مقدار این نسبتها در سنگ‌های بررسی‌شده نیز در این بازه جای گرفته است (شکل 8)؛
(2) میانگین مقدارهای Yb و Y در این سنگ‌ها به‌ترتیب از 82/0 و 06/8 کمتر است و در محدودة مقدارهای مربوط به ماگماهای آداکیتی (ppm8/1< Yb و ppm18>Y) جای گرفته است (جدول 1؛ Martin، 1999)؛
(3) الگوهای بهنجارشده عنصرهای کمیاب سنگ‌های چکنه مقدارهای Y و HREEs کم و Sr و Sr/Y بالایی نشان می‌دهند (همانند ماگماهای آداکیتی پدیدآمده از ذوب سنگ‌های گارنت‌آمفیبولیتی در ژرفای بیشتر از 35 کیلومتر) (شکل 7؛ جدول 1؛ Wang و همکاران، 2006a، b).
Martin (1999) آداکیتها را به دو گروه پرسیلیس (HSA) و کم‌سیلیس (LSA) رده‌بندی کرده است. در نمودارهای SiO2 دربرابر Nb (شکل 9- A)، Na2O+CaO دربرابر Sr (شکل 9- B)، SiO2 دربرابر MgO (شکل 9- C)، Y دربرابر Sr/Y (شکل 9- D) و Rb دربرابر K (شکل 9- F)، نمونه‌های گنبدهای آداکیتی چکنه در محدود HSA جای دارند. این ویژگی آنها با سرشت پرسیلیس این نمونهها همخوانی دارد (Martin et al., 2005).
شکل 9- جایگاه ترکیبی نمونه‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودارهای رده‌بندی آداکیت‌های پرسیلیس (HSA) و کم‌سیلیس (LSA) (Martin et al., 2005) (نمادها همانند شکل 6 هستند)
آداکیت‌های پرسیلیس، مذابهای پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده با ترکیب اکلوژیت یا گارنت‌آمفیبولیت در فشار برابر با گسترة پایداری گارنت تفسیر می‌شوند که در هنگام بالاآمدن از گوة گوشتهای اندکی با پریدوتیت گوشته واکنش داده‌اند (Martin et al., 2005; Rapp et al., 2006).
همچنین، در نمودارهای SiO2 دربرابر FeO/MgO (شکل 10)، Al2O3 دربرابر SiO2 (شکل 11) و SiO2 دربرابر Yb (شکل 12؛ Wang et al., 2006a, b)، نمونه‌های تجزیه‌شده از گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه در محدودة آداکیت‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده جای گرفته‌اند.
در نمودار Mg# دربرابر SiO2 نیز این نمونهها در محدودة آداکیت‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و در محدودة آداکیت‌های سنوزوییک (Eyuboglu et al., 2011) جای دارند (شکل 13) و این نکته پیدایش این سنگ‌ها از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده را نشان می‌دهد.
شکل 10- جایگاه ترکیب شیمیایی نمونه‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار SiO2 دربرابر FeO/MgO (Wang et al., 2006a) (نمادها همانند شکل 6 هستند)
شکل 11- نمونه‌های گنبدهای آداکیتی چکنه (جنوب قوچان) در نمودار SiO2 دربرابر Al2O3 (Wang et al., 2006a) (نمادها همانند شکل 6 هستند)
شکل 12- موقعیت نمونه‌های گنبدهای آداکیتی چکنه (جنوب قوچان) در نمودار SiO2 دربرابر Yb (Wang et al., 2006a) (نمادها همانند شکل 6 هستند)
شکل 13- موقعیت نمونه‌های گنبدهای آداکیتی چکنه (جنوب قوچان) در نمودار Mg# دربرابر SiO2 در محدودة آداکیت‌های پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده (Wang et al., 2006a) و آداکیت‌های حاصل از پنجره اسلب (Eyuboglu et al., 2012) (نمادها همانند شکل 6)
خوشبختانه در سالهای اخیر گنبدهای جنوب منطقة چکنه و اطراف سبزوار را بسیاری از پژوهشگران (مانند: Tanha, 2009; Ghasemi et al., 2010; Fathabadi, 2014; Jamshidi et al., 2014, 2015a, 2015b; Jamshidi, 2015; Gardideh et al., 2018) بررسی کرده‌اند و داده‌های شماری از این پژوهشگران نیز به شکلهای 11، 12 و 13 افزوده شده است. علت انتخاب داده‌های این پژوهشگران، بررسی‌های کاملتر آنها در منطقه و داشتن نسبت‌های ایزوتوپی 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd افزون‌بر داده‌های عنصرهای اصلی، کمیاب و سن‌سنجی است. همان‌گونه‌که در این شکلها دیده می‌شود، سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه در محدودة داده‌های Ghasemi و همکاران (2010) و Jamshidi و همکارن (2014، a2015، b2015) جای گرفته‌اند. ازاین‌رو، برای سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه نیز خاستگاهی همانند آن گنبدها (یعنی ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده) در نظر گرفته می‌شود. همچنین، ازآنجایی‌که ژرفای موهو در منطقة بررسی‌شده از 44 کیلومتر کمتر گزارش شده است (Dehghani and Makris, 1983) و به باور Wang و همکاران (2005)، پوستة زیرین مسئول پیدایش ماگماهای آداکیتی چکنه نبوده است؛ زیرا به باور نامبردگان، برای پیدایش چنین آداکیت‌هایی به ضخامت بیشتر از 55 کیلومتر نیاز است. افزون‌بر آن، آداکیت‌های پدیدآمده از ذوب پوستة زیرین، K2O>Na2O و آنومالی منفی Sr دارند که برخلاف این ویژگیها در سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه هستند (جدول 1؛ شکل 7). ازاین‌رو، اگرچه سنگ‌های بررسی‌شده گاه در بخش مشترک آداکیت‌های پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و پوستة زیرین جای گرفته‌اند، برپایة شواهد یادشده، داشتن خاستگاه پوستة زیرین برای آنها منتفی است.
برپایة ویژگیهای یادشده، گمان می‌رود ماگمای مادر سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده ﻣﻨﺸﺄ گرفته است. ازاین‌رو، تهی‌شدگی این سنگ‌ها از HREE و Y به‌همراه مقدارهای بالای نسبت Sr/Y در آنها (جدول 2)، نشانة حضور گارنت به‌عنوان فاز کانیایی بجامانده در محل خاستگاه ماگما در هنگام ذوب‌بخشی فشار بالاست (Rapp et al., 2006). تهی‌شدگی از عنصرهای HFS (مانند: Nb و Ti) در این سنگ‌ها نیز نشان‌دهندةحضور فازهای کانیایی بجامانده معمول (مانند: مونازیت، آپاتیت، اسفن، روتیل، ایلمنیت و آمفیبول پارگازیتی تیتانیم‌دار) در پوستة اقیانوسی دگرگون‌شدة گارنت‌آمفیبولیتی/ اکلوژیتی در سنگ خاستگاه ماگماست (Xiong et al., 2005). این نکته با جایگیری این سنگ‌ها در محدودة اکلوژیت آمفیبول‌دار و گارنت‌آمفیبولیت نیز سازگار است (شکل 14).
شکل 14- جایگاه نمونه‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار Y دربرابر Zr/Sm (Deng et al., 2017)
همچنین، همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، با افزایش SiO2 در سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه، مقدار Yb آنها کم می‌شود که این نکته نشان‌دهندة خاستگاه‌گرفتن ماگمای سازندة این سنگ‌ها از ذوب‌بخشی سنگ‌های گارنت و آمفیبول‌دار (اکلوژیت آمفیبول‌دار و گارنت‌آمفیبولیت) است (شکل 12؛ Dokuz et al., 2006).
زمین‌شیمی ایزوتوپی
در کل، سنگ‌های آداکیتی از سه خاستگاه متمایز سرچشمه می‌گیرند:
(1) ذوب‌بخشی ورقة اقیانوسی فرورونده با ترکیب بازالتی که مذاب پدیدآمده در هنگام بالاآمدن با پریدوتیت گوة گوشتهای اندکی واکنش داده است؛
(2) ذوب‌بخشی پوستة قاره‌ای زیرین در ژرفای بیشتر از 55 کیلومتر؛
(3) ذوب گوة گوشتهای پریدوتیتی متاسوماتیسم‌شده که ترکیب آن با سیالها و مذابهای فلسیک پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده تحول پیدا کرده است (Martin, 1999; Martin et al., 2005; Wang et al., 2005; Wang et al., 2006a, b).
همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، ماگمای مادر سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه از نوع سرشار از سیلیس (HSA) بوده است که با محل خاستگاه شمارة 1 همخوانی دارد.
برای اطمینان بیشتر دربارة ترکیب محل خاستگاه این سنگ‌ها، از داده‌های ایزوتوپی Sm-Nd و Rb-Sr سنگ کل نیز بهره گرفته شد. مقدارهای نسبت 10Ma(143Nd/144Nd) در این سنگ‌ها در محدودة 5128/0 تا 5129/0 و مقدارهای نسبت 10Ma(87Sr/86Sr) آنها نیز از 7039/0 تا 7042/0 متغیر است (جدول 3). سن 10 میلیون سال پیش که برای به‌دست‌آوردن مقدارهای اولیه 87Sr/86Sr، 143Nd/144Nd و ɛNd به‌کار برده شده است، برپایة سنسنجیهای جدید روی کانیهای زیرکن است که Gardideh و همکاران (2018) آن را انجام داده‌اند.
سنگ‌های آداکیتی بررسی‌شده مقدارهای Nd10Maε مثبتی (95/2 تا 8/4) دارند و در نمودار تغییر 87Sr/86Sr اولیه دربرابر Ndε، در محدودة MORB و نزدیک به محدودة آداکیت‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و سنگ‌کرة گوشتهای زیر پوستة ضخیم‌شده جای می‌گیرند (شکل 15). همچنین، این سنگ‌ها دور از آداکیت‌های حاصل از ذوب پوستة قاره‌ای زیرین ورقه‌ورقه‌شده (delaminated crust) و محدودههای پوسته زیرین و بالایی جای گرفته‌اند (Wang et al., 2015). این نکته نشان می‌دهد آداکیت‌های منطقة چکنه به احتمال بالا از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده پدید آمده‌اند؛ زیرا آداکیت‌هایی پدیدآمده از ذوب پوستة زیرین Ndε (2- تا 5-) و نسبت 87Sr/86Sr اولیه بالایی (7072/0 تا 7075/0) دارند (Wang et al., 2005). نمونه‌های بررسی‌شده در نمودار 87Sr/86Sr دربرابر Rb (Drummond et al., 1996) نیز در میدان آداکیت‌های برخاسته از پوستة اقیانوسی فروروندة سنوزوییک جای گرفته‌اند (شکل 16).
نسبت‌های ایزوتوپی 87Sr/86Srاولیه گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه همانندِ نسبت‌های گنبدهای آداکیتی مناطق سبزوار –کاشمر– قوچان (7038/0 تا 7046/0؛ Jamshidi و همکاران، 2014) هستند. این مقدارها، گرچه کم هستند، از میانگین این نسبت در ماگماهای برخاسته از گوة گوشتهای در پهنه‌های فرورانش (7035/0) بالاتر هستند (Sun and McDonough, 1989). ازاین‌رو، گمان می‌رود ماگمای سازندة سنگ‌های منطقه از ذوب‌بخشی یک سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و رسوب‌های روی آن در یک پهنة فرورانشی در مرز فعال قاره و آلودگی ماگمای یادشده با مواد پوستة قاره‌ای در هنگام بالاآمدن و جایگزینی پدید آمده‌اند.
|
شکل 15- جایگاه سه نمونه برگزیده از سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار نسبت 87Sr/86Sr اولیه دربرابر Nd10Maε (این شکل با تلفیق نمودارهای پیشنهادیِ Wang و همکاران (2015) و Liu و همکاران (2009) رسم شده است) |
شکل 16- جایگاه سه نمونه برگزیده از سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار Rb دربرابر 87Sr/86Sr (Drummond et al., 1996)
محیط زمین‌ساختی
فرایندهایی مانند دگرسانی پس از جایگزینی شاید ویژگیهای کانیشناسی و زمینشیمیایی اولیة سنگ‌های آتشفشانی را تغییر دهند و در بازسازی شرایط دیرینه زمینساخت آنها مشکلاتی پدید آورند. با وجود این، به‌کارگیری نمودارهای محیط زمین‌ساختی برپایة عنصرهای نامتحرک کارگشاست. ازاین‌رو، نمودار دومتغیرة Nb+Y دربرابر Rb (شکل 17) برای شناخت جایگاه زمین‌ساختی و خاستگاه احتمالی پیدایش ماگمای کالک‌آلکالن سازندة سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‌های بررسی‌شده در گسترة گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی جای گرفته‌اند. همچنین، در این راستا نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما نیز به‌کار برده شدند (شکل 18). در همه آنها، نمونه‌های بررسی‌شده ویژگیهای حاشیة فعال قاره‌ای را نشان می‌دهند. این پهنه‌های زمین‌ساختی با جهت شیب سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس شاخه سبزوار که در هنگام فرورانش به‌سوی شمال‌خاوری و به زیر لبه خاوری رشته کوه‌های البرز (پهنه بینالود) بوده است، کاملاً سازگار هستند. گمان می‌رود سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه در پی ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی در 10 میلیون سال پیش (میوسن) پدید آمده‌اند.
شکل 17- جایگاه سنگ‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Pearce et al., 1984) (نمادها همانند شکل 6 هستند)
شکل 18- نمونه‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Schandl and Gorton, 2002) (نمادها همانند شکل 6 هستند)
نتیجه‌گیری
سنگ‌های گنبدهای آذرین منطقة چکنه ترکیب داسیت و تراکیت دارند و سرشت کالک‌آلکالن و سرشت آداکیتی پرسیلیس پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده هستند. ویژگیهای زمینشیمیایی این سنگ‌ها (مانند: تهی‌شدگی از HREE و Y به‌همراه مقدارهای بالای Sr/Y) نشان‌دهندة پیدایش ماگمای مادر این سنگ‌ها در فشار بالا هستند. همچنین، تهی‌شدگی از عنصرهای HFS (مانند: Nb و Ti) در این سنگ‌ها نیز حضور فازهای کانیایی بجاماندة دیرگداز (مانند روتیل و آمفیبول تیتانیم‌دار) در محل خاستگاه را نشان می‌دهد. همه این ویژگیها بازگوکنندة پیدایش ماگمای سازندة سنگ‌های آداکیتی یادشده از ذوب‌بخشی خاستگاهی گارنت‌آمفیبولیتی یا اکلوژیت آمفیبول‌دار حاصل از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة سبزوار در زمان میوسن است. نسبت‌های اولیه 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd این سنگ‌ها نیز این نکته را تایید میکنند.
سپاس‌گزاری
نگارندگان از حوزة معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود برای حمایتهای مالی و معنوی از انجام این پژوهش سپاس‌گزاری میکنند.
)