Document Type : Original Article
Author
Assistant professor, Department of Geology, Faculty of sciences, University of Shahid Chamran Ahvaz, Ahvaz, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
پوستة قارهای ایران در دوران پرکامبرین در پی کوهزایی پانآفریکن دگرگون و گرانیتی شده و سرانجام گسل خورده است (Stӧcklin, 1968, 1974). برخی پژوهشگران (Jamshidi Badr et al., 2013; Nutman et al., 2014; Shakerardakani et al., 2015; Brown and Coleman, 1972; Frisch and Al-Shanti, 1977) فاز کوهزایی پان آفریکن در ایران را دورهای از برخورد قارهها (نزدیکبه 550 تا 600 میلیون سال پیش) دانستهاند. در بیشتر ایران، سنگهاى پرکامبرین دربردارندة سنگهاى رسوبى- آذرین دگرگونشده و یا نادگرگونى با خاستگاه قارهاىاند. پژوهشهاى زمینشناسى در ناحیة انارک نشان میدهند در این ناحیه و شاید در برخی بخشهای دیگر، مجموعههاى افیولیتى با خاستگاه اقیانوسى رخنمون دارند که چهبسا به سن پرکامبرین باشند (Haghipour, 1974). افزونبر دو نوع پوستة قارهاى و اقیانوسى، تودههاى نفوذى آذرین و همارزهاى بیرونی آنها را که همزمان با سختشدن پیسنگ و یا پس از آن پدید آمدهاند، نوع سوم سنگهاى پرکامبرین ایران دانسته میشوند. بدینگونه سنگهاى پرکامبرین ایران به سه دستة بزرگ با سه خاستگاه متفاوت ردهبندی میشوند:
الف) پوستههاى اقیانوسى؛
ب)پوستههاى قارهاى که شاید دگرگون (کهنتر) و یا نادگرگون (جدیدتر) باشد؛
پ) سنگهاى ماگمایى درونى و بیرونی.
سنگهای دگرگونی پیسنگ بهندرت رخنمون دارند (Nabavi, 1976; Berberian, 1976)؛ اما سنگهای با سن پرکامبرین در بخشهایی از ایران (مانند: ایرانمرکزی، زنجان (کمپلکس تکاب)، گرگان، گلپایگان، بردسکن، بیارجمند و ... ) دیده میشوند (شکل 1؛ Nadimi, 2007).
بخش بزرگی از دگرگونیهای ایرانمرکزی، پوستههای قارهای پرکامبرین هستند که هم در زمان پیش از پرکامبرین پسین و هم در زمانهای پس از آن دگرگون شدهاند؛ اما گمان میرود کهنترین سنگهای البرز ردیفهای شیلی، توفی، ماسهسنگی سبز رنگ «سازند کهر» با سن نوپروتروزوییک هستند و چندان هم دگرگون نیستند. در کوههای زاگرس، پیسنگ پرکامبرین رخنمون ندارد و تنها در بخشهایی از جنوب ایران با گنبدهای نمکی به سطح آورده شدهاند؛ اما بودن یک پیسنگ دگرگونی در این کوهها حتمی است.
شکل 1- نقشة زمینشناسی ایران که واحدهای اصلی زمینساختی و زمینشناسی را نشان داده است. منطقة بررسیشده در پهنة ایرانمرکزی جای دارد (رخنمون سنگهای پرکامبرین روی نقشه شمارهگذاری شده است: 1: زنجان (تکاب)؛ 2: موته؛ 3: گلپایگان؛ 4: پشتبادام؛ 5: چاپدونی؛ 6: بافق؛ 7: کرج؛ 8: گرگان و ...؛ Nadimi، 2007)
ساغند، پشتبادام، باختر زنجان، تکاب، ارومیه، مهاباد، مریوان، جندق، فردوس، ترود، اسفندقه، حاجیآباد و بردسکن بخشهایی از ایرانمرکزی هستند که دگرگونیهای پرکامبرین در آنها گزارش شدهاند؛ اما در بسیاری از حالتها، نه سنگ و نه فرایند دگرگونی، هیچکدام به سن پرکامبرین نیستند. از دیدگاه سنگشناسی، کمپلکس تکاب از سنگهای دگرگونی مانند سنگهای رسی دگرگونشده (متاپلیتها)، متابازیتها، سرپانتینیتها، متادیوریتها، کالکسیلیکاتها، گنیسها و سنگهای آذرین گوناگون ساخته شده است.
جایگاه زمینشناسی عمومی
فلات ایران دربردارندة چندین خردقاره است که در محل پهنههای برخوردی کهن با هم چین خورده و به هم پیوستهاند. مرز این خردقارهها معمولاً با گسلهای اصلی شناخته میشود. هر خردقاره ویژگیهای دگرگونی، آذرین، رسوبی و چینهشناسی متفاوتی دارد (شکل 1)؛ یکی از این خردقارهها پهنة ایرانمرکزی است که در هنگام فاز کوهزایی پانآفریکن دگرگون و گسله شده است و گرانیتها در آن نفوذ کردهاند (Ramezani and Tucker, 2003). در اینباره دیدگاههای دیگری، متفاوت از این دیدگاه پیشنهاد شدهاند. برای نمونه، بهباور Hassanzadeh و همکاران (2008)، ایران جایگاه پِرِگندوانایی داشته است و جایگاه جغرافیایی آن دورتر از آن بوده است که دچار فاز کوهزایی پانآفریکن شده باشد. از دیدگاه جغرافیایی، کمپلکس تکاب در استانهای زنجان و آذربایجان غربی، میان شهرهای ماهنشان و تکاب و میان طولهای جغرافیایی خاوری ΄07°48 تا ΄15°47 و عرضهای جغرافیایی شمالی ΄30°36 تا ΄00°37 جای دارد (شکل 2).
برپایة پهنهبندیهای ساختاری ایران، بهدست زمینشناسان گوناگون، کمپلکس تکاب بخشی از پهنههای زمینشناسی گوناگونی دانسته شده است؛ برای نمونه، بخشی از پهنة ایرانمرکزی (Berberian and King, 1981; Nabavi, 1976)، پهنة سلطانیه- میشو (Eftekhar-Nezhad, 1978)، پهنة البرز- آذربایجان و سنندج- سیرجان (Babakhani and Ghalamghash, 1990). اگرچه کمپلکس روند عمومی شمالباختری- جنوبخاوری دارد و بهگونة خاصی با پهنة سنندج- سیرجان مرتبط است، از دیدگاه ویژگیهای زمینشناسی و سنگشناسی گمان میرود بیشترین شباهت را با پهنة ایرانمرکزی دارد. بهتازگی Nadimi (2007) کمپلکس تکاب را بخشی از پهنة ایرانمرکزی دانسته است (شکل 1). برپایة نقشة زمینشناسی ایران (Stӧcklin and Setudenia, 1972; Shahabpour, 2005)، منطقه بررسیشده در پهنة ایرانمرکزی جای دارد. سنگهای دگرگونی در راستای گسل قینرچه- چارتاق (با روند شمالباختری- جنوبخاوری) روی سنگهای آتشفشانی- رسوبی الیگو- میوسن رانده شدهاند (شکل 2)؛ اما آنها بهصورت دگرشیب با سنگهای ترشیری پوشیده شدهاند (Babakhani and Ghalamgash, 1990). دادههای K-Ar بهدستآمده از شیستهای آهکی در منطقه زره شوران (Mehrabi et al., 1999)، دادههای U-Th/He آپاتیت از منطقه ماهنشان و دادههای Ar-Ar مسکوویتشیستها (Gilg et al., 2006) بالاآمدن پرشتاب (rapid exhumation) سنگهای پیسنگ تا میوسن پیشین را نشان میدهد (20 میلیون سال پیش). از دیدگاه سنگشناسی، کمپلکس تکاب از سنگهای دگرگونی مانند سنگهای رسی دگرگون شده (متاپلیتها)، متابازیتها، سرپانتینیتها، متادیوریتها، کالکسیلیکاتها، گنیسها و سنگهای آذرین مختلف ساخته شده است. بیشتر سنگها، مگر برخی گرانیتوییدهای پس از فرایندهای زمینساختیِ منطقه، دچار دگرریختی و دگرگونی شدهاند.
برونزد پیسنگ پرکامبرین در ایران: سنگشناسی پرکامبرین در ایرانمرکزی دربردارندة توالی ستبری (نزدیکبه دههزار متر) از سنگهای دگرگونی درجه بالا و یا کم دگرگونی است. Haghipour (1974) برپایة فرایندهای دگرگونی، سنگ رخساره و همچنین، جایگاه چینــهشناسی، آنها را به چهار واحد سنگچینــهای به نامهای «سریهای اولیــه»، «مجموعه چاپـدونی»، «مجموعه بُنهشورو»، «سازند تاشک» ردهبندی کرده است.
تصویر 2- a) جایگاه جغرافیایی، ساختمانی، زمینشناسی و نمونهبرداری منطقه بررسیشده کمپلکس تکاب در: b) بخش شمالی (کمپلکس خیرآباد)؛ c) بخش مرکزی (کمپلکس ماهنشان) (دو حوضه فروافتاده (پری و شیرمرد) با رسوبهای دوران سوم در پیرامون سنگهای دگرگونی پرکامبرین (برگرفتهشده از نقشة 250000/1 تکاب و 100000/1 تکاب و ماهنشان، سازمان زمینشناسی کشور) در نقشة a دیده میشوند)
پرکامبرین در سنندج– سیرجان: پهنة سنندج– سیرجان پرتکاپوترین حوضه ساختاری– رسوبی ایران و یک کافت میانه بلوک است که بیشتر سنگهای آن دگرگون است. از گذشته، بسیاری از دگرگونیهایِ مناطق سیرجان، حاجیآباد، کولیکش، شهرکرد، بویین، ازنا، گلپایگان، موته، مهاباد، مریوان، تکاب، باختر دریاچة ارومیه و ... را به پرکامبرین نسبت میدهند (Haghipour, 1974). دربارة پرکامبرینبودن پدیده دگرگونی اطمینان کافی نیست و گمان میرود در بیشتر این بخشها، سنگهای آواری پرکامبرین بههمراه سنگهای جوانتر، در زمانهای پس از پرکامبرین بهویژه تریاس پسین و در پی رویداد کوهزایی سیمرین پیشین دگرگون شدهاند.
پرکامبرین در البرز: سنگهای رسی دگرگونشده (متاپلیتها)، متابازیتها، سرپانتینیتها، متادیوریتها، کالکسیلیکاتها، گنیسها و سنگهای آذرین کالکآلکالن در کمپلکس تکاب رخنمون دارند (Hajialioghli et al., 2007; Haghipour and Pelissier, 1974; Stӧcklin et al., 1972; Saki, 2010a, b; Moazzen et al., 2009). دگرشیبی میان سنگهای دگرگونشده نئوپروتروزوییک- کامبرین (Babakhani and Ghalamghash, 1990) و رخسارههای رسوبی (شامل ضخامت بسیاری از میانلایههای دولومیت و مرمر بههمراه سنگهای آتشفشانی و آواری آتشفشانی) با بخشهای ژرف دریا و محیطهای توربیدایتی همخوانی دارد. این نکته گویای نشانههایی از سیستم نخستین کمان- گودال در طول حاشیه پروتوتتیس در شمالباختری ایران است (Hajalioghli et al., 2007).
زمینشناسان به بررسی سنگهای با سن پرکامبرین و جایگاه زمینشناسی آنها در منطقه تکاب پرداختهاند؛ ازاینرو، این بررسی در ارتباط با تداوم بررسیهایی است که در سالهای اخیر روی کمپلکس تکاب انجام شدهاند. پژوهشهای سیستماتیک روی سنگهای متاپلیتی (Modjarrad et al., 2010; Saki et al., 2011)، گنیسها (Saki, 2010a) گرانیتها (Saki, 2010b)، متاالترامافیکها (Hajialioghli and Moazzen, 2017; Asadpour et al 2013; Hajialioghli et al., 2007) و کالکسیلیکاتها (Moazzen et al., 2009) انجام شدهاند. هدف نهایی این بررسیها پیبردن به تاریخچه پوستة کمپلکس تکاب بوده است. در این پژوهش با تفسیر دادههای بهدستآمده از همة بررسیهای انجامشده (تطابق همه بررسیهای با هم) روی سنگهای گوناگون منطقه، به شناخت جایگاه زمینساختی و ژئودینامیک این مجموعه در زمینشناسی ایران پرداخته میشود.
بررسیهای صحرایی و سنگنگاری واحدهای گوناگون سنگی
کمپلکس تکاب به سه بخش شمالی (کمپلکس خیرآباد)، مرکزی (کمپلکس ماهنشان) و جنوبی (کمپلکس امیرآباد) ردهبندی شده است. این ردهبندی در شکل 2- a دیده میشود (برپایة نقشة 250000/1 تکاب، سازمان زمینشناسی کشور). محل نمونهبرداریها در همة بررسیهای انجامشده در کمپلکس تکاب (شکل 2- a)، در بخش شمالی (شکل 2- b) و در بخش مرکزی (شکل 2- c) آن بوده است. در شمال روستای آقکند، لایههای ستبری از گنیس بههمراه میانلایههایی از آمفیبولیت رخنمون دارند. از دیدگاه سنگنگاری، این توالی در شمال روستای بلندپرچین تغییر میکند و دربردارندة انواع شیستسبز، آمفیبولیت، متاپلیتها (تا رخسارة آمفیبولیت)، بیوتیتگنیس، گرانیتگنیس و لوکوگرانیت است. این توالیها نهتنها فابریک میلونیتی نشان میدهند، بلکه یک سری شیستوزیته غالب با روند شمالباختری- جنوبخاوری در همه آنها دیده میشود. از سوی دیگر، تکامل این سنگها از شیستسبز تا آلکالیگرانیت نشاندهندة نشانههایی از دگرگونی پیشرونده در کمپلکس تکاب است که با پدیدة نهایی آناتکسی پایان یافته و پیدایش گرانیتها را بهدنبال داشته است. گرانیتها بهصورت پراکنده درون سنگهای دگرگونی دیده میشوند. گنیسها در شمال و جنوب کمپلکس دیده میشوند؛ اما آمفیبولیتها در بخش شمالی بیشتر هستند (شکل 2- b). سنگهای الترامافیک دگرگونشده بهصورت لایههای نازک و کشیده و تودههای کوچک و ناپیوسته درون آمفیبولیتها دیده میشوند و در ارتباط با سنگهای دمای بالا پسرونده و کالکسیلیکاتها هستند. همبری میان سنگها بیشتر زمینساختی است. اندازه دانهها در همة سنگها متوسط تا درشت است.
1) سنگهای رسی دگرگونشده (شیستها): بیشتر سنگهای دگرگونی بیشتر از یک مرحله دگرریختی و یا دگرگونی را نشان میدهند. با بررسی دقیق سیماهای کانیشناسی و بافتی سنگ از پیوند میان فازهای گوناگون درک درستی بهدست آورده میشود و چگونگی ارتباط آنها را با رویدادهای دگرگونی و دگرریختی ویژه دریافت میشود. کانیهای کلریت، مسکوویت، بیوتیت، گارنت، استارولیت، آندالوزیت، کیانیت و سیلیمانیت در هنگام رویداد فازهای گوناگون در این سنگها پدید آمدهاند. مجموعه کانیهای اوج دگرگونی دربردارندة بیوتیت، گارنت، سیلیمانیت بههمراه کوارتز و پلاژیوکلاز است (Saki et al., 2012).
2) گنیسها و گرانیتوییدها: گرانیتوییدها (آلکالیگرانیت پدیدآمده از ذوب مسکوویت اولیه) سفید تا خاکستری روشن و پورفیروبلاستیک بیوتیت گنیس (گنیس چشمی) هستند. گنیسها خاستگاه آذرین دارند و به گفتة دیگر، ارتوگنیس هستند. نبود مسکوویت اولیه و کانیهای آلومینوسیلیکاته در این سنگها و داشتن اسفن فراوان نشاندهندة درستی این نکتهاند. ازآنجاییکه در صحرا مرز این سنگها با یکدیگر شناخته نمیشود، تفکیک آنها بهآسانی امکانپذیر نیست و در نقشة زمینشناسی به نام سنگهای آذرین نامیده شدهاند. گنیسها در نمونة ماکروسکوپی بهصورت درشت دانه با چشمهای درشت فلدسپار و با فابریک گنیسوزیته کامل گنیسی دیده میشوند. این نوع سنگها در منطقه گستردهای از مرکز ناحیه (کمپلکس ماهنشان) بررسیشده رخنمون دارند؛ مانند: روستاهای آقکند، آلمالو، قره ناز. بیوتیت، پتاسیمفلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز از کانیهای اصلی این سنگها و تیتانیت، زیرکن و گارنت از کانیهای فرعی آنها هستند.
گرانیتوییدها از کانیهای کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیم فلدسپار، گارنت، بیوتیت و مسکوویت ساخته شدهاند. گارنت و بیوتیت فراوانترین کانیهای مافیک هستند. برخی رگهها پورفیروبلاستهای گارنتهایی با قطر 5/1 سانتیمتر (روستای آقکند) دارند. این گرانیتوییدها معمولاً سابسالوس هستند؛ بهگونهایکه پلاژیوکلاز و آلکالیفلدسپار بهصورت جداگانه از هم پدید آمدهاند. این سنگها معمولاً بافت هیپایدیومورف گرانولار از خود نشان میدهند. پلاژیوکلازها و مسکوویتها در این گرانیتوییدها کینک (چینخورده) شدهاند. اندازة پلاژیوکلازها در این سنگها بیشتر از یک میلیمتر است و در برخی نمونهها بهصورت پورفیروبلاستهای بزرگ تا اندازه 10 میلیمتر دیده میشود. این کانیها به کانیهای رسی تجزیهشدگی نشان میدهند. آلکالیفلدسپار در این سنگها با ماکل مشبک دیده میشود و به کانیهای رسی تجزیه شده است. بررسیهای صحرایی و سنگنگاری این سنگها نشان میدهد با گرانیتهای نوع S شباهت دارد و کانی تیتانیت در این سنگها دیده نمیشود. گرانیتوییدها در این محل بسیار هوازده شدهاند.
3) کالکسیلیکاتها و متاالترامافیکها: کانیهای سیلیکاته اصلی در سنگهای کالکسیلیکاته دربردارندة گارنت، اسکاپولیت، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و هورنبلند هستند؛ اما کلسیت و کوارتز سازندههای فرعی هستند. بلورهای تیغهای و کشیده هورنبلند بافت سنگ را میسازد. سنگهای کالکسیلیکاته در منطقه تکاب برپایة مجموعه کانیها ردهبندی میشوند (Moazzen et al., 2009) و عبارتند از: کالکسیلیکاتهای بیاسکاپولیت، سنگهای کالکسیلیکاته کلینوپیروکسن- گارنتدار.
سنگهای متاالترامافیک بیشتر در بخش شمالی کمپلکس تکاب رخنمون دارند و در ارتباط با دیگر سنگهای دگرگونی منطقهاند. برپایة مجموعه فراوانترین کانیها آنها به سه دسته ردهبندی میشوند (Hajalioghli et al., 2007): متاپریدوتیتها، سنگهای تالک- سرپانتین و سرپانتینیتها. سنگمادر پریدوتیتها بیشتر اسپینل- هرزبورگیت و دونیت است. سنگهای تالک- سرپانتین در شرایط دگرگونی دمای کم پدید آمدهاند و لیزاردیت/ کریزوتیل + تالک+ کلسیت/دولومیت از مجموعه کانیهای آنهاست. بافتهای دروغین (سودومورف) بهجای کانیهای الیوین و پیروکسن در این سنگها دیده میشوند.
بحث
برای بازسازی پهنة زمینساختی کمپلکس تکاب نیاز است نخست جایگاه این مجموعه در زمینشناسی ایران شناخته شود. برای دستیابی به این هدف باید دید سن مجموعه و سنگهای آن به کدامیک از پهنههای ساختاری ایران شبیه هستند؛ ازاینرو:
- سن سنگمادر گنیسهای کمپلکس تکاب برپایة سن U/Pb زیرکن نزدیکبه 560 میلیون سال پیش بهدست آمده است (Stockli et al., 2004)؛
- سن سنگمادر گنیسهای کمپلکس تکاب مشابه با دادههای U/Pb بهدستآمده برای سنگهای پیسنگ منطقه ساغند در ایرانمرکزی است (Ramezani and Tucker, 2003)؛
- درجة دگرگونی و فازهای دگرریختی در سنگهای دگرگونی منطقه تکاب با ایرانمرکزی مشابه است؛
- سازند کهر در منطقه تکاب همارز با سازند تاشک در پهنة ایرانمرکزی است (Ramezani and Tucker, 2003)؛
- سن نسبی کمپلکس دگرگونی تکاب در نقشة تخت- سلیمان (Babakhani and Ghalamghash, 1990; Lotfi, 2001) پرکامبرین- پالئوزوییک پیشین دانسته شده است؛
- مرمرهای درون کمپلکس تکاب سنگوارههایی به سن پرکامبرین بالایی دارند (Hamdi, 1995)؛ مانند: Latouchella sp.، Bemella sp. و Halkiera stenobasis. این سنگوارهها همانند سنگوارههای درون مرمرهای سرخک در پهنة ایرانمرکزی هستند؛
- روند سنگها الترامافیک در منطقه تکاب مشابه با روند آنها در پهنة ایرانمرکزی است (روند این سنگها شمالباختری به جنوبخاوری است)؛
- سنسنجی کمپلکس سورسات که در نزدیکی مجموعه تکاب است (Jamshidi Badr et al., 2013) گویای درستی سنهای بهدستآمده است (540 میلیون سال پیش).
برپایة آنچه گفته شد و همچنین، با نگاهی به پژوهشهای Nadimi (2007)، Stampfli (2000) و Stampfli و Borel (2003)، منطقة بررسیشده در پهنة ایرانمرکزی جای دارد. ازاینرو، سرگذشت زمینساختی و زمینشناسی آن مانند پهنة ایرانمرکزی است؛ بهگونهایکه کمپلکس تکاب احتمالاً در پاسخ به همگرایی میان پلتهای عربی (گندوانا) و توران (اورازیا) در هنگام فاز کوهزایی پانآفریکن مانند پهنة ایرانمرکزی با سن مشابه (نئوپروتروزوییک- کامبرین؛ Ramezani و Tucker، 2003) پدید آمده است. به گفتة دیگر، این مجموعه بخشی از سیستم کوهزایی بزرگ نئوپروتروزوییک- پالئوزوییک پیشین است که در طول حاشیه پروتوتتیس ابرقاره گندوانا فعال بوده است (شکل 3). برای اثبات بیشتر این نکته از زمینشیمی سنگهای آذرین و دگرگونی کمپلکس تکاب و همچنین، از تکامل دگرگونی آن بهره گرفته شده است که در زیر به آن پرداخته میشود.
شکل 3- بازسازی سرزمینهای گندوانایی در پرکامبرین پیشین برپایة تصویرهای مولیواید (Mollweide) از پلیتهای زمینساختی در Ma 540 در پروژه PLATES (1999). کراتونهای پرکامبرین با حروف برجسته نشان داده شده است (Ramezani and Tucker, 2003). ستارهها کمان آتشفشانی مرتبط با فرورانش پوستة پروتوتتیس را نشان میدهند. جایگاه پهنة ایرانمرکزی و کمان آتشفشانی آن با پیکان نشان داده شده است.
1- زمینشیمی ارتوگنیسها
تجزیة شیمیایی گنیسهای کمپلکس تکاب در جدول 1 آورده شده است (دادهها از Saki (a2010) هستند). برپایة نمودار نورماتیو Ab-An-Or (شکل 4- a)، ترکیب سنگها در بخش گرانیت و گرانودیوریت جای گرفته است. برپایة نمودار AFM، سنگها ترکیب کالکآلکالن دارند (شکل 4- a). نمودار دوتایی SiO2 دربرابر Zr (شکل 4- c) نشاندهندة اینست که گنیسها از نوع I هستند. همچنین، برپایة شاخص اشباع آلومینیم (ASI) (Shand, 1947; Chappell and White, 1974)، گنیسهای تکاب کمی پرآلومینوس هستند و به نوع I گرایش دارند (شکل 4- d). نمودار شناسایی پهنة زمینساختی (Batchelor and Bowden, 1985) برای بررسی جایگاه زمینساختی این سنگها بهکار برده شد. برپایة این نمودار، جایگاه این سنگها پیش از برخورد و همزمان با برخورد (pre-plate to syn-collision) است (شکل 4- e). افزونبراین، برپایة ردهبندی پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1996)، این سنگها در منطقه گرانیتهای مرتبط با کمان جای گرفتهاند (شکل 4- f).
جدول 1- تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) گنیسهای کمپلکس تکاب (تجزیة سنگ کل از: Saki، a2010)
|
Sample No. |
D1 |
D2 |
D3 |
D4 |
D5 |
D6 |
D7 |
D8 |
D9 |
D10 |
D11 |
A12 |
A13 |
A14 |
A15 |
|
SiO2 |
74.30 |
75.20 |
71.70 |
70.40 |
75.40 |
74.30 |
73.20 |
74.00 |
73.50 |
72.00 |
73.70 |
65.20 |
66.60 |
65.10 |
66.20 |
|
TiO2 |
0.11 |
0.07 |
0.21 |
0.25 |
0.03 |
0.10 |
0.15 |
0.03 |
0.07 |
0.09 |
0.04 |
0.76 |
0.41 |
0.41 |
0.39 |
|
Al2O3 |
13.70 |
13.60 |
15.10 |
15.80 |
13.60 |
15.40 |
15.10 |
14.90 |
15.70 |
15.60 |
14.50 |
15.10 |
16.70 |
18.10 |
17.70 |
|
Fe2O3 |
0.95 |
0.69 |
1.53 |
1.90 |
0.39 |
0.70 |
0.60 |
0.31 |
0.62 |
0.85 |
0.71 |
5.84 |
3.00 |
3.04 |
2.78 |
|
MnO |
0.02 |
0.01 |
0.03 |
0.03 |
<0.01 |
0.02 |
<0.01 |
<0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.22 |
0.08 |
0.08 |
0.07 |
0.07 |
|
MgO |
0.23 |
0.10 |
0.27 |
0.60 |
0.01 |
0.22 |
0.10 |
0.03 |
0.27 |
0.18 |
0.05 |
1.58 |
0.53 |
0.80 |
0.72 |
|
CaO |
1.15 |
1.22 |
1.76 |
2.40 |
0.77 |
2.34 |
1.22 |
1.51 |
2.47 |
1.59 |
0.64 |
3.59 |
1.38 |
4.50 |
4.30 |
|
Na2O |
3.20 |
3.82 |
3.83 |
4.37 |
2.65 |
4.46 |
3.99 |
4.53 |
6.02 |
4.13 |
3.55 |
3.03 |
3.75 |
4.57 |
4.51 |
|
K2O |
5.16 |
4.26 |
4.11 |
2.69 |
6.30 |
1.37 |
4.20 |
3.65 |
0.50 |
4.49 |
5.80 |
2.59 |
6.29 |
1.87 |
2.05 |
|
P2O5 |
0.03 |
0.02 |
0.08 |
0.09 |
0.02 |
0.03 |
0.06 |
0.03 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
0.20 |
0.12 |
0.16 |
0.13 |
|
H2O |
0.60 |
0.51 |
0.83 |
0.96 |
0.57 |
0.81 |
0.81 |
0.49 |
0.54 |
0.63 |
0.54 |
1.35 |
0.79 |
0.83 |
0.75 |
|
CO2 |
0.29 |
0.31 |
0.29 |
0.23 |
0.14 |
0.14 |
0.17 |
0.19 |
0.17 |
0.17 |
0.17 |
0.22 |
0.07 |
0.23 |
0.11 |
|
Sum |
99.80 |
99.80 |
99.80 |
99.70 |
99.80 |
99.80 |
99.60 |
99.70 |
99.90 |
99.80 |
99.90 |
99.60 |
99.70 |
99.70 |
99.70 |
|
Ba |
1126 |
367 |
633 |
739 |
233 |
586 |
1662 |
1844 |
190 |
787 |
327 |
961 |
1288 |
803 |
756 |
|
Cr |
18 |
16 |
17 |
18 |
14 |
16 |
14 |
14 |
19 |
18 |
11 |
40 |
16 |
16 |
17 |
|
Ga |
16 |
13 |
16 |
15 |
17 |
14 |
19 |
11 |
16 |
16 |
17 |
17 |
15 |
20 |
18 |
|
Nb |
11 |
8 |
13 |
7 |
3 |
11 |
7 |
3 |
7 |
15 |
9 |
12 |
16 |
13 |
15 |
|
Ni |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
|
Rb |
81 |
91 |
89 |
46 |
101 |
12 |
77 |
40 |
<10 |
78 |
80 |
75 |
67 |
26 |
31 |
|
Sr |
258 |
129 |
328 |
559 |
188 |
436 |
642 |
373 |
336 |
318 |
161 |
215 |
248 |
734 |
681 |
|
V |
11 |
<9 |
18 |
22 |
9 |
16 |
13 |
12 |
15 |
14 |
<9 |
89 |
<9 |
36 |
46 |
|
Y |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
<10 |
74 |
36 |
23 |
15 |
12 |
|
Zn |
22 |
17 |
37 |
44 |
<10 |
10 |
11 |
<10 |
<10 |
24 |
<10 |
79 |
39 |
64 |
61 |
|
Zr |
99 |
74 |
155 |
190 |
66 |
127 |
141 |
41 |
78 |
71 |
59 |
380 |
176 |
226 |
223 |
شکل 4 - ترکیب شیمیایی گنیسهای تکاب در: a) نمودار نورماتیو Ab-An-Or (Barker, 1979)؛ b) نمودار AFM؛ c) نمودار دوتایی SiO2 دربرابر Zr؛ d) نمودار شاخص اشباعشدگی؛ e) نمودار شناسایی پهنة زمینساختی (Batchelor and Bowden, 1985)؛ f) نمودار ردهبندی پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1996) (بخشی از این نمودارها برگرفته از Saki (a2010) هستند)
2- سنگ خاستگاه گنیسها و سنگهای رسی دگرگونشده
دادههای تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی نمونههای شیست و گنیسهای کمپلکس تکاب در جدول 1 تا 2 آورده شدهاند. برای بهدستآوردن خاستگاه گنیسها، نمونههای بررسیشده روی نمودار CaO/(MgO+FeOt) دربرابر K2O/Na2O بررسی شدهاند. برپایة این نمودار، خاستگاه این سنگها از ذوببخشی متابازالتها و متاآندزیتها پدید آمده است (شکل 5- a). برپایة بررسیهای Altherr و Siebel (2002)، بالابودن مقدار CaO، MgO و FeOt و کمبودن مقدار K2O/Na2O نشاندهندة خاستگاه متابازیک برای این گنیسهاست. ازاینرو، بازالت و مقدار کمی گریوک سنگمادر خوبی برای پیدایش ماگما در منطقه تکاب بوده است (شکلهای 5- b و 5- c).
جدول 2- تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و فرعی و کمیاب (برپایة ppm) متاپلیتهای کمپلکس تکاب (تجزیة سنگ کل از Saki، a2010)
|
Sample No. |
49 |
49G |
47D |
44C |
57 |
43C |
29A |
31D |
43B1 |
43B2 |
24A |
24B |
13F |
AS9E |
|
SiO2 |
54.60 |
63.90 |
56.50 |
63.10 |
58.10 |
60.10 |
40.50 |
62.70 |
63.60 |
60.00 |
62.10 |
63.70 |
65.80 |
61.30 |
|
TiO2 |
1.57 |
1.46 |
1.18 |
0.71 |
0.99 |
0.96 |
1.66 |
0.86 |
0.78 |
0.88 |
0.77 |
0.70 |
0.81 |
0.77 |
|
Al2O3 |
20.50 |
17.50 |
23.00 |
16.40 |
18.90 |
19.60 |
24.90 |
17.40 |
17.00 |
18.30 |
16.60 |
15.80 |
16.90 |
16.55 |
|
Fe2O3 |
10.65 |
11.88 |
8.75 |
6.46 |
7.45 |
6.95 |
14.93 |
5.74 |
6.65 |
8.22 |
6.82 |
6.09 |
6.41 |
6.35 |
|
MnO |
0.11 |
0.15 |
0.05 |
0.10 |
0.07 |
0.12 |
0.41 |
0.12 |
0.15 |
0.28 |
0.08 |
0.11 |
0.13 |
0.08 |
|
MgO |
1.90 |
0.59 |
1.08 |
2.20 |
2.83 |
2.04 |
3.92 |
1.63 |
2.00 |
2.26 |
2.15 |
2.06 |
1.84 |
2.35 |
|
CaO |
1.92 |
0.48 |
1.04 |
1.29 |
0.47 |
0.50 |
7.87 |
0.86 |
0.71 |
1.29 |
3.75 |
3.80 |
0.61 |
0.65 |
|
Na2O |
1.09 |
0.40 |
0.58 |
1.50 |
1.19 |
0.94 |
1.57 |
1.59 |
1.48 |
1.56 |
3.98 |
3.85 |
1.55 |
1.54 |
|
K2O |
3.02 |
0.76 |
3.86 |
3.22 |
5.99 |
3.85 |
1.33 |
3.32 |
2.49 |
3.51 |
2.06 |
2.15 |
2.47 |
5.05 |
|
P2O5 |
0.14 |
0.06 |
0.12 |
0.18 |
0.15 |
0.11 |
0.07 |
0.13 |
0.15 |
0.18 |
0.26 |
0.22 |
0.13 |
0.12 |
|
H2O |
3.90 |
2.48 |
0.19 |
2.92 |
2.85 |
2.74 |
1.87 |
3.17 |
2.85 |
2.23 |
0.95 |
1.10 |
0.19 |
0.60 |
|
CO2 |
0.26 |
0.10 |
3.23 |
1.56 |
0.56 |
1.72 |
0.13 |
2.05 |
1.75 |
0.99 |
0.14 |
0.17 |
0.15 |
0.20 |
|
Sum |
99.70 |
99.80 |
99.60 |
99.60 |
99.50 |
99.60 |
99.20 |
99.60 |
99.60 |
99.70 |
99.70 |
99.70 |
99.80 |
98.10 |
|
Ba |
389 |
93 |
784 |
291 |
948 |
462 |
293 |
423 |
370 |
277 |
439 |
443 |
326 |
696 |
|
Cr |
133 |
122 |
121 |
88 |
123 |
127 |
248 |
99 |
97 |
106 |
17 |
18 |
300 |
260 |
|
Ga |
24 |
22 |
27 |
22 |
29 |
26 |
17 |
20 |
20 |
21 |
19 |
16 |
21.3 |
24.2 |
|
Nb |
27 |
34 |
27 |
16 |
14 |
21 |
13 |
17 |
14 |
16 |
20 |
11 |
17.3 |
14.4 |
|
Ni |
50 |
32 |
39 |
46 |
55 |
64 |
139 |
45 |
45 |
63 |
10 |
10 |
46 |
39 |
|
Rb |
105 |
46 |
162 |
125 |
179 |
139 |
37 |
105 |
91 |
129 |
41 |
35 |
117 |
182.5 |
|
Sr |
166 |
52 |
190 |
147 |
59 |
86 |
502 |
113 |
106 |
162 |
217 |
220 |
108.5 |
70.7 |
|
V |
198 |
203 |
154 |
135 |
155 |
188 |
320 |
128 |
128 |
159 |
70 |
68 |
124 |
129 |
|
Y |
26 |
42 |
46 |
24 |
32 |
30 |
90 |
25 |
25 |
31 |
34 |
28 |
26.8 |
29.9 |
|
Zn |
123 |
126 |
107 |
106 |
98 |
177 |
97 |
190 |
64 |
121 |
21 |
35 |
91 |
281 |
|
Zr |
231 |
369 |
215 |
181 |
204 |
236 |
537 |
225 |
202 |
200 |
223 |
210 |
232 |
185 |
در نمودار شناسایی log(SiO2/Al2O3) دربرابر log(Fe2O3t/K2O) (شکل 5- d)، سنگمادر متاپلیتهای کمپلکس تکاب ترکیب شیلی دارد و تنها دو نمونه از آنها ترکیب شیل آهندار نشان میدهند. این دادهها با نسبت متمایزکنندة تجربی 100TiO2/Zr (wt%/ppm) (Garcia et al., 1991; Häussinger et al., 1993) که برای شناسایی رسوبهای رسی و نیمهرسی بهکار برده میشود تایید شده است؛ بهگونهایکه بیشتر نمونهها نسبت بالای 4/0 دارند و ازاینرو، خاستگاه رسی (پلیتی) نشانمیدهند؛ اما نسبتهای کمتر از 4/0 نشاندهندة خاستگاه نیمهرسی هستند. نمودار SiO2 دربرابر log(K2O/Na2O) (شکل 5- e). نشان میدهد سنگمادر متاپلیتهای کمپلکس تکاب در مرز فعال قارهای نهشته شده است.
شکل 5- ترکیب متاپلیتهای کمپلکس تکاب در: a) نمودار CaO/(MgO+FeOt) مولار دربرابر K2O/Na2O مولار (Gerdes et al., 2000)؛ b) نمودار CaO/(MgO+FeOt) دربرابر Na2O؛ c) نمودار ASI دربرابر K2O/Na2O؛ d) نمودار ردهبندی پیشنهادی Herron (1988)؛ e) نمودار SiO2 دربرابر log(K2O/Na2O) (Roser and Korsch, 1986)
3- زمینشیمی گرانیتوییدها
دادههای تجزیة شیمیایی گرانیتوییدها در جدول 3 آورده شده است (دادهها از Saki, 2010b هستند). همچنین، ترکیب شیمیایی سنگها در نمودار آلکالنها دربرابر سیلیس (Middlemost, 1994) آورده شده است (شکل 6- a). برپایة این نمودار، نمونهها در محدودة گرانیتها جای گرفتهاند. در نمودار SiO2 دربرابر K2O نیز نمونهها در ناحیه پتاسیم متوسط تا بالا جای گرفتهاند (شکل 6- b). برپایة شاخص اشباعشدگی از آلومینیم (ASI) (Shand, 1947; Chappell and White, 1974) گرانیتوییدهای تکاب پرآلومینوس هستند و به گرانیتهای نوع S گرایش دارند (شکل 6- c). نمودار SiO2 دربرابر K2O+Na2O-CaO (Frost et al., 2001) گرانیتوییدها از نوع S هستند (شکل 6- d). افزونبر زمینشیمی، ویژگیهای سنگنگاری (داشتن گارنت و مسکوویت اولیه) و صحرایی (رخنمون سنگهای دگرگونی درجه بالا) نیز گویای درستی این نکتهاند. برای شناسایی جایگاه زمینساختی این سنگها نمودار شناسایی پهنة زمینساختی (Batchelor and Bowden, 1985) بهکار برده شد. برپایة این نمودار جایگاه این سنگها همزمان و پس از برخورد (syn- تا post-collision) است (شکل 6- e). نمودار سهتایی Hf-Nb/10-Ta*3 (Harris et al., 1986) نشان میدهد این نمونهها در ارتباط با پهنة برخوردی هستند (شکل 6- f).
جدول 3- تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) گرانیتوییدهای کمپلکس تکاب. (تجزیة سنگ کل از: Saki، b2010)
|
12 |
11 |
AS6D |
67D |
50A |
47G |
47E |
23K |
23A |
21F |
28 |
24 |
Sample No. |
|
71.20 |
76.80 |
74.1 |
73.8 |
76.2 |
72.9 |
71.4 |
73.6 |
72.9 |
73.8 |
73.5 |
69.0 |
SiO2 |
|
15.27 |
13.15 |
14.10 |
14.60 |
11.95 |
14.10 |
13.85 |
14.55 |
14.0 |
13.50 |
15.65 |
17.9 |
Al2O3 |
|
1.48 |
0.70 |
1.12 |
0.65 |
0.74 |
0.78 |
1.24 |
0.66 |
0.80 |
3.06 |
0.96 |
0.56 |
Fe2O3 |
|
1.8 |
0.70 |
1.12 |
0.68 |
0.61 |
0.51 |
1.95 |
0.89 |
1.04 |
1.58 |
1.18 |
1.90 |
CaO |
|
0.44 |
0.1 |
0.23 |
0.15 |
0.06 |
0.09 |
0.39 |
0.07 |
0.13 |
0.05 |
0.30 |
0.07 |
MgO |
|
4.11 |
3.88 |
3.72 |
3.50 |
3.53 |
2.57 |
4.03 |
5.16 |
4.75 |
4.64 |
4.03 |
7.58 |
Na2O |
|
3.33 |
1.52 |
2.08 |
4.31 |
4.05 |
4.96 |
2.50 |
3.25 |
3.96 |
2.23 |
2.21 |
1.61 |
K2O |
|
0.21 |
0.02 |
0.09 |
0.05 |
0.03 |
0.02 |
0.16 |
0.03 |
0.04 |
0.06 |
0.08 |
0.01 |
TiO2 |
|
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.13 |
0.02 |
0.13 |
0.03 |
0.10 |
0.08 |
0.15 |
MnO |
|
0.06 |
0.01 |
0.06 |
0.01> |
0.01 |
0.01 |
0.03 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
P2O5 |
|
0.5 |
0.87 |
2.11 |
1.46 |
0.83 |
2.03 |
2.28 |
0.83 |
1.02 |
0.85 |
1.59 |
0.98 |
LOl |
|
98.61 |
98.16 |
99.0 |
99.4 |
98.1 |
98.1 |
98.1 |
99.3 |
99.0 |
100.0 |
99.7 |
99.8 |
Total |
|
1110 |
66.1 |
566 |
1020 |
350 |
102.0 |
1250 |
576 |
1300 |
619 |
277 |
118 |
Ba |
|
20.5 |
2 |
10.5 |
8.5 |
10.4 |
14.9 |
34.8 |
13.4 |
11.8 |
29.8 |
5.7 |
6.5 |
Ce |
|
2.8 |
0.8 |
1.7 |
1.1 |
1.9 |
0.7 |
2.0 |
0.6 |
1.5 |
0.8 |
0.6 |
0.9 |
Co |
|
10 |
10 |
310 |
180 |
200 |
190 |
170 |
200 |
310 |
230 |
240 |
130 |
Cr |
|
3.53 |
0.51 |
1.00 |
0.67 |
0.74 |
5.56 |
0.57 |
1.97 |
0.62 |
0.56 |
0.94 |
0.99 |
Cs |
|
15 |
11 |
19 |
14 |
22 |
9 |
15 |
7 |
50 |
9 |
9 |
6 |
Cu |
|
1.01 |
0.12 |
2.11 |
0.94 |
2.69 |
3.70 |
0.97 |
2.65 |
1.58 |
3.22 |
1.59 |
3.48 |
Dy |
|
0.71 |
0.1 |
1.36 |
0.56 |
1.67 |
2.18 |
0.52 |
1.04 |
1.23 |
2.93 |
1.68 |
2.27 |
Er |
|
0.51 |
0.08 |
0.42 |
0.47 |
0.16 |
0.19 |
0.84 |
0.36 |
0.41 |
0.42 |
0.26 |
0.32 |
Eu |
|
24 |
21.5 |
15.0 |
19.3 |
14.4 |
21.0 |
15.9 |
22.5 |
16.8 |
17.7 |
18.5 |
21.9 |
Ga |
جدول 3- ادامه
|
12 |
11 |
AS6D |
67D |
50A |
47G |
47E |
23K |
23A |
21F |
28 |
24 |
Sample No. |
|
1.08 |
0.12 |
1.56 |
1.00 |
2.19 |
2.44 |
1.64 |
3.42 |
1.05 |
1.74 |
0.83 |
1.91 |
Gd |
|
2.7 |
1.3 |
1.2 |
1.6 |
3.5 |
2.5 |
2.2 |
3.8 |
1.3 |
3.8 |
3.4 |
3.5 |
Hf |
|
0.22 |
0.03 |
0.42 |
0.18 |
0.53 |
0.75 |
0.18 |
0.41 |
0.34 |
0.79 |
0.44 |
0.69 |
Ho |
|
8.2 |
1.1 |
5.2 |
5.2 |
5.0 |
8.6 |
20.8 |
6.8 |
6.8 |
12.8 |
4.2 |
3.3 |
La |
|
0.11 |
0.02 |
0.25 |
0.08 |
0.29 |
0.31 |
0.07 |
0.12 |
0.18 |
0.63 |
0.43 |
0.46 |
Lu |
|
3 |
2 |
8.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
3.00 |
5.00 |
7.00 |
8.00 |
5.00 |
3.00 |
Mo |
|
15.8 |
8.6 |
7.8 |
8.3 |
4.3 |
37.6 |
4.1 |
51.1 |
5.8 |
4.2 |
19.3 |
5.9 |
Nb |
|
6.2 |
0.7 |
4.9 |
3.9 |
6.2 |
6.2 |
12.1 |
7.3 |
4.5 |
8.6 |
2.2 |
3.1 |
Nd |
|
5 |
5 |
11.0 |
8.00 |
5.00 |
6.00 |
5.00 |
5.00 |
9.00 |
9.00 |
<5 |
<5 |
Ni |
|
35 |
28 |
31 |
41 |
20 |
25 |
15 |
43 |
37 |
18 |
16 |
21 |
Pb |
|
1.72 |
0.19 |
1.28 |
1.03 |
1.39 |
1.74 |
3.62 |
1.66 |
1.32 |
2.66 |
0.61 |
0.77 |
Pr |
|
139.5 |
48.3 |
65.4 |
87.4 |
84.2 |
222 |
63.7 |
70.3 |
70.9 |
53.9 |
75.7 |
45.7 |
Rb |
|
1.23 |
0.13 |
1.23 |
0.95 |
2.00 |
1.90 |
1.84 |
2.82 |
0.95 |
1.51 |
0.58 |
1.22 |
Sm |
|
1 |
1 |
2.00 |
1.00 |
1.00 |
4.00 |
1.00 |
2.00 |
1.00 |
1.00 |
2.00 |
1.00 |
Sn |
|
516 |
76.6 |
182.0 |
295 |
112.5 |
41.5 |
549 |
71.7 |
93.7 |
214 |
104.0 |
87.1 |
Sr |
|
1.4 |
0.8 |
0.8 |
0.5 |
0.8 |
4.6 |
0.3 |
9.3 |
0.6 |
0.2 |
1.1 |
1.0 |
Ta |
|
0.16 |
0.02 |
0.30 |
0.14 |
0.41 |
0.51 |
0.19 |
0.52 |
0.22 |
0.37 |
018 |
0.46 |
Tb |
|
4.37 |
4.4 |
2.33 |
2.94 |
22.5 |
7.79 |
6.07 |
10.95 |
3.46 |
5.81 |
3.23 |
4.29 |
Th |
|
0.11 |
0.02 |
0.22 |
0.08 |
0.28 |
0.34 |
0.06 |
0.14 |
0.19 |
0.54 |
0.31 |
0.38 |
Tm |
|
2.13 |
1.24 |
0.86 |
0.89 |
2.09 |
1.44 |
1.16 |
2.06 |
0.85 |
1.18 |
1.47 |
1.97 |
U |
|
21 |
7 |
17 |
11 |
10 |
7 |
9 |
5 |
16 |
9 |
11 |
5 |
V |
|
11 |
1 |
13 |
9 |
10 |
9 |
8 |
11 |
16 |
12 |
12 |
4 |
W |
|
6.9 |
1 |
12.9 |
5.2 |
13.2 |
23.7 |
5.0 |
16.8 |
11.4 |
24.7 |
11.9 |
23.2 |
Y |
|
0.73 |
0.14 |
1.67 |
0.54 |
2.01 |
2.35 |
0.45 |
0.95 |
1.08 |
3.69 |
2.56 |
3.07 |
Yb |
|
46 |
14 |
22 |
17 |
11 |
36 |
21 |
17 |
110 |
47 |
22 |
11 |
Zn |
|
82 |
17 |
39 |
38 |
66 |
33 |
80 |
41 |
30 |
110 |
80 |
41 |
Zr |
|
1.10 |
1.16 |
0.93 |
1.47 |
0.23 |
0.27 |
1.45 |
0.35 |
1.25 |
0.79 |
1.15 |
0.64 |
Eu/Eu* |
|
1.41 |
1.11 |
1.35 |
1.25 |
1.05 |
1.33 |
1.07 |
1.06 |
1.00 |
1.04 |
1.40 |
1.01 |
ASI |
|
3.05 |
3.10 |
2.31 |
3.00 |
1..37 |
2.48 |
6.20 |
1..32 |
3..92 |
4.65 |
3..97 |
1.48 |
Lan/Ybn |
تکامل دگرگونی کمپلکس تکاب
برای پیبردن به سری دگرگونی و مسیر P- T از دادهها و روشهای بهدستآوردن دما و فشار در سنگهای رسی دگرگونشده یا متاپلیتها (Saki et al., 2011) و سنگهای کالکسیلیکاته (Moazzen et al., 2009) بهره گرفته شد. با دردستداشتن دما و فشار دگرگونی گرادیان زمینگرمایی برای هر یک از فازهای دگرگونی بهدست آورده میشود. میانگین دما و فشار تقریبی دگرگونی M1b (اوج دگرگونی) در سنگهای متاپلیتی بهترتیب 600 درجه سانتیگراد و 6 کیلوبار است (شکل 7- a). اوج دگرگونی M1b، در شرایط دمای بالا و فشار میانگین، یا بهگفتة دیگر، دگرگونی نوع باروین رخ داده است و نشاندهندة شار دمایی بالا در این بخش از پوستة کمپلکس تکاب است. گرادیان زمینگرمایی در این بخش نزدیکبه 30 درجه سانتیگراد بر کیلومتر (°Ckm- 130) است و نشاندهندة نرخ میانگین شار حرارتی در پوستة بالایی کمپلکس تکاب است (شکل 7- b). این منطقه از دیدگاه پهنة زمینساختی، بخشی از مناطق پوستة قارهای (continental crust) بهشمار میرود. سنگهای دگرگونی کمپلکس تکاب از دیدگاه ردهبندی فشار برپایة ردهبندی Spear (1993) بیگمان از دگرگونیهای فشار متوسط هستند.
شکل 6- گرانیتوییدهای کمپلکس تکاب در: a) نمودار ردهبندی TAS؛ b) نمودار SiO2 دربرابر K2O برای شناسایی سری گرانیتوییدها؛ c) نمودار A/CNK دربرابر A/NK برای شناسایی نوع گرانیتوییدها؛ d) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O-CaO (Frost et al., 2001) برای شناسایی نوع گرانیتوییدها؛ e، f) نمودارهای شناسایی پهنههای زمینساختی ( توضیح در متن)
برپایة شکل 8- a، منحنی P-T از میدان پایداری و تبلور کیانیت- آندالوزیت (خط واکنشی) آغاز میشود و سپس از میدان پایداری و تبلور سیلیمانیت گذر میکند و در پایان به میدان پایداری آندالوزیت وارد میشود. همانگونهکه در شکل دیده میشود، در سنگهای کالکسیلیکاته نیز دگرگونی در منطقهای که بر گرادیان حرارتی کمربندهای کوهزایی قارهای منطبق است، قرار میگیرد و با دگرگونی متاپلیتها مشابه است. نکتة دیگری که از دگرگونی سنگهای متاپلیتی در شکل 7 و سنگهای کالکسیلیکاته در شکل 8 دریافت میشود تکامل دگرگونی در جهت عقربههای ساعت است که شاخصه همة پهنههای کوهزایی در دنیاست.
شکل 7- سنگهای رسی دگرگون شده تکاب در: a) نمودار شرایط P-T و مسیر دگرگونی (Saki et al., 2008)؛ b) نمودار گرادیان زمینگرمایی سنگهای رسی دگرگونشده و جایگاه زمینساختی آنها
شکل 8- شرایط P- T و مسیر دگرگونی در سنگهای کالکسیلیکاته (Moazzen et al., 2009)
نتیجهگیری
سنگهای دگرگونی و ماگمایی کهن که در کمپلکس تکاب رخنمون دارند بخشی از پهنة ایرانمرکزی هستند. این سنگها شامل گنیسها، گرانیتها، آمفیبولیتها، کالکسیلیکاتها، متاپلیتها و الترامافیکها هستند. سنگهای دگرگونی کمپلکس تکاب از دیدگاه ردهبندی فشار بیگمان از دگرگونیهای فشار متوسط هستند. زمینشیمی سنگ کل این نمونهها نشان میدهد این سنگها در ارتباط با کمان ماگمایی و مرز فعال قارهای هستند. همچنین، سری دگرگونی و مسیر P-T سنگهای دگرگونی بهخوبی نشان میدهد این سنگها شاخص کمربندهای کوهزایی هستند و در هنگام بالاآمدگی سریع در سطح زمین جای گرفتهاند. این منطقه از دیدگاه پهنة زمینساختی در مناطق پوستة قارهای (continental crust) جای میگیرند. در کل، این مجموعه مانند ایرانمرکزی بخشی از سیستم کوهزایی بزرگ نئوپروتروزوییک- پالئوزوییک پیشین است که در طول حاشیه پروتوتتیس ابرقاره گندوانا فعال بوده است. این سیستم از حاشیه باختری تا حاشیه هیمالیا شبهقاره هند گسترش داشته است. سنهای مطلق و نسبی کمپلکس تکاب و همچنین، رخنمون سنگهای الترامافیک و افیولیتی در مجاورت سنگهای دگرگونی درجه بالا نیز از این ایده حمایت میکند.
سپاسگزاری
بخشی از این پژوهش با پشتیبانی و همکاریهای پرفسور Roland Oberhänsli از دانشگاه Potsdam آلمان و پرفسور مؤذن از دانشگاه تبریز انجام گرفته است که صمیمانه از ایشان سپاسگزاری میشود. از معاونت پژوهشی دانشگاه شهید چمران اهواز نیز برای در اختیار گذاشتن پژوهانة سال 95 برای انجام بخشی از این پژوهش سپاسگزاری میشود.
)