Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, University of Kharazmi, Tehran, Iran
2 Research institute for Earth Sciences, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran
Abstract
Keywords
تغییرات و تحولات پهنههای اقیانوسی زمان فانروزوییک در شمال گندوانا بهترتیب بهصورت زیر دنبال شدهاند: 1) پهنة اقیانوسی پروتوتتیس از کامبرین تا دونین؛ 2) پهنة اقیانوسی پالئوتتیس از سیلورین تا مزوزوییک آغازین (تریاس)؛ 3) پهنة اقیانوسی نئوتتیس از پرمین تا سنوزوییک (ائوسن) (Stampfli, 2000; Stampfli and Borel, 2002; Ruban et al., 2007). بررسی رویدادهای مرتبط با تحولات این پهنة ها بیگمان کلید ارزشمندی برای استنباط تحولات دیرینزمینساختی سرزمینهای مرز شمالی گندوانا، مانند سرزمینهای سیمرین (Cimmerian terranes)، است. بخش بزرگی از ایران (مانند: البرز و شمالباختری ایران، سنندج- سیرجان و ایرانمرکزی در کنار خردهقارههای تبت جنوبی و شمالی، هلمند، توریدز و آپولیا) بخشی از سرزمینهای سیمرین بهشمار میروند (Stampfli, 2000; Stampfli and Borel, 2002; Torsvik and Cocks, 2004). در حقیقت، سرزمینهای سیمرین بخشی از مرز شمالی گندوانا بهشمار میروند که با پیدایش پهنة اقیانوسی نئوتتیس در زمان پرمین از مرز شمالی گندوانا جدا شده و بهدنبال بستهشدن اقیانوس پالئوتتیس در زمان تریاس پسین به جنوب اوراسیا پیوستهاند (Zanchi et al., 2009). منطقة شمالباختری ایران (آذربایجان) نیز بیشتر در محدودة سرزمینهای سیمرین جای میگیرد (Ruban et al., 2007). در این منطقه رخنمونهای سنگهای رسوبی و تا اندازهای آذرین پالئوزوییک میانی- پسین گسترش قابلتوجهی دارند (Oskuei and Hajialilu, 1995; Abdollahi and Hosseini, 1996; Wendt et al., 2005). گسترة برگزیده برای انجام این پژوهش در مختصات عرض جغرافیایی ¢41°38 تا ¢49°38 شمالی و طول جغرافیایی ¢26°45 تا ¢34°45 خاوری و در جنوبباختری جلفا جای دارد (شکل 1- A).
شکل 1- A) جایگاه محدودة بررسیشده در شمالباختری ایران؛ B) نقشة زمینشناسی سادهشده منطقة جنوبباختری جلفا (رسم دوباره با برخی تصحیحها از Oskuei و Hajialilu (1995) و Abdollahi و Hosseini (1996)) و جایگاه دقیق بخشهای بررسیشده
بررسی سنگهای ولکانیکی پالئوزوییک میانی- پسین این منطقه ابزار کارآمدی برای بحث دربارة وضعیت جغرافیای دیرینه شمالباختری ایران در زمان یادشده است. ازاینرو، در این پژوهش دربارة روابط چینهشناختی توالی آتشفشانی- رسوبی و تا حد امکان سنسنجی نسبی واحدهای آتشفشانی همراه، سن مطلق برخی واحدهای آتشفشانی به روش U-Pb، ویژگیهای میکروسکوپی، ویژگیهای زمینشیمیایی واحدهای آذرین و سازوکار زمینساختی حاکم در منطقه در بازة زمانی پالئوزوییک میانی- پسین بحث شده است.
روش انجام پژوهش
نخستین گام بررسی صحرایی است که در آن برخی ویژگیها مانند گسترش واحدها، رابطة سنگچینهای آنها با یکدیگر، برخی ویژگیهای ساختاری و نیز نمونهبرداری از واحدهای مورد نظر انجام شد. سپس از همة نمونههای برداشتشده مقطع نازک تهیه شد. در مرحله بعدی، ویژگیهای میکروسکوپی نمونهها با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. افزونبراین، نمونههای رسوبی برداشتشده نیز از دیدگاه فسیلشناسی بررسی شدند.
پس از بررسی مقاطع نازک، شماری از نمونهها برای تجزیة شیمیایی برگزیده شدند. در فرایند خردایش، نخست نمونهها به قطعات با اندازة نزدیکبه یک سانتیمتر و کوچکتر خردشدند. تلاش شد بخشهای سطحی و دگرسانشده و نیز رگهها و پرشدگیهای ثانویه حفرهها جدا شوند. فرایند نرمایش (تهیة پودر) نمونهها در مرکز فرآوری مواد معدنی ایران و با دستگاه تنگستنکارباید انجام شد. تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونهها در آزمایشگاه دانشگاه ETH (سوییس) انجام شد؛ بدینگونهکه مقدار عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی و کمیاب به روش XRF و عنصرهای خاکی کمیاب و برخی دیگر از عنصرهای فرعی و کمیاب به روش LA-ICP-MS بهدست آورده شدند (جدول 1).
جدول 1- دادههای U- Pb زیرکن و سنهای بهدستآمده برای سنگهای آتشفشانی اسیدی جنوبباختری جلفا (نمونه MJU-1).
|
Age (Ma) |
|
% Radiogenic |
||||||||
|
206Pb/ 238U |
206Pb/ 238U |
207Pb/ 235U |
207Pb/ 235U |
207Pb/ 206Pb |
207Pb/ 206Pb |
|
206Pb |
207Pb*/ 235U |
207Pb*/ 235U |
|
|
1σ |
1σ |
1σ |
|
1σ |
||||||
|
Zr3 |
317.3 |
15.6 |
322.5 |
17.5 |
360.1 |
110 |
|
99.37 |
0.3738 |
0.0236 |
|
Zr4 |
310.9 |
11.1 |
307.4 |
11 |
281 |
60.6 |
|
99.85 |
0.3536 |
0.0147 |
|
Zr7 |
306.6 |
19.9 |
302.9 |
18.2 |
274.7 |
83.1 |
|
99.77 |
0.3476 |
0.0241 |
|
Zr5 |
309.2 |
13.3 |
300 |
25.2 |
228.6 |
172 |
|
99.23 |
0.3437 |
0.0333 |
|
Zr1 |
307.2 |
11.8 |
293.2 |
11.7 |
182.3 |
80.9 |
|
99.64 |
0.3347 |
0.0153 |
|
Zr6 |
304.4 |
15.1 |
289.1 |
28.4 |
167.8 |
219 |
|
98.8 |
0.3294 |
0.0372 |
|
Zr2 |
270.9 |
9.74 |
261.3 |
26.3 |
176.5 |
255 |
|
96.65 |
0.2935 |
0.0335 |
|
|
% Radiogenic |
Correlation |
Common |
Common |
Common |
||||||||
|
|
207Pb*/ 206Pb* |
207Pb*/ 206Pb* |
206Pb*/ 238U |
206Pb*/ 238U |
of Concordia Ellipses |
206Pb/ 204Pb |
207Pb/ 204Pb |
208Pb/ 204Pb |
|
||||
|
|
1σ |
1σ |
|
||||||||||
|
Zr3 |
|
0.0537 |
0.0026 |
0.0505 |
0.0025 |
0.6551 |
18.86 |
15.62 |
38.34 |
|
|||
|
Zr4 |
|
0.0519 |
0.0014 |
0.0494 |
0.0018 |
0.7781 |
18.86 |
15.62 |
38.34 |
|
|||
|
Zr7 |
|
0.0518 |
0.0019 |
0.0487 |
0.0032 |
0.8584 |
18.86 |
15.62 |
38.34 |
|
|||
|
Zr5 |
|
0.0507 |
0.0038 |
0.0491 |
0.0022 |
0.6765 |
18.86 |
15.62 |
38.34 |
|
|||
|
Zr1 |
|
0.0497 |
0.0017 |
0.0488 |
0.0019 |
0.6764 |
18.86 |
15.62 |
38.34 |
|
|||
|
Zr6 |
|
0.0494 |
0.0046 |
0.0484 |
0.0025 |
0.5706 |
18.86 |
15.62 |
38.34 |
|
|||
|
Zr2 |
|
0.0496 |
0.0054 |
0.0429 |
0.0016 |
0.2966 |
18.86 |
15.62 |
38.34 |
|
|||
سنسنجی اورانیم- سرب زیرکن در دانشگاه کالیفرنیای آمریکا (UCLA) با دستگاه CAMECA IMS 1270 به روش مرسوم (Quidelleur et al., 1997; Schmitt et al., 2003a, 2003b) انجام شد. در آزمایشگاه دانشگاه یادشده، نخست فرایند جدایش بلورهای زیرکن با روشهای مغناطیسی و محلول سنگین استاندارد انجام شد. میکرودریلینگ مقطع نازک صیقلی نیز برای جداسازی زیرکن بهکار برده شد. پس از ساخت پلاکهای صیقلی و پیش از انجام تجزیه با روش کاتادولومینسانس از زیرکنها تصویربرداری شد. برای تجزیة SIMS، پوشش کربنی برداشته شد و با یک لایه طلای رسانا جایگزین شد. پرتوی تابیدهشده به یک نقطه با قطر 15 تا 20 میکرومتر انجام شد. افزونبراین، برای نمونة استاندارد، زیرکنهای AS3 گابروی دولوث (Duluth gabbro) (Paces and Miller, 1993) بهکار برده شدند.
ویژگیهای صحرایی
در منطقة جنوبباختری جلفا رخنمون قابلتوجهی از واحدهای آذرین و رسوبی پالئوزوییک میانی- پسین دیده میشود. واحدهای سنگشناختی دونین بیشتر دربردارندة شیل، ماسهسنگ و سنگهای آهکی هستند و همراه با آنها روانههای بازالتی نیز دیده میشوند (شکل 1- B). نزدیکبه 10 کیلومتری شمالخاوری روستای پیر اسحاق توالی کمابیش ستبری (بیشتر از 500 متر) از تناوب رسوبهای سیلیسی کلاستیک، بازالت و سنگهای آهکی دیده میشود (شکل 2).
رسوبهای آواری یا سیلیسی کلاستیک شامل توالی ماسهسنگ- کنگلومرا و تنوعی از ماسهسنگهای قرمز (شکل 2- B)، خاکستری تا سبز هستند. در بالاترین افق این توالی واحدی از سنگهای بازالتی و در زیر آن کنگلومرای پلیژنتیک دیده میشوند. در واحد کنگلومرایی مقدار ماتریکس کم است و قطعات گردشدگی خوب با اندازة 2 تا 5 سانتیمتر دارند. ماسهسنگها بهصورت واحدهای گوناگون با ستبرای چند متر تا دهها متر دیده میشوند و سازندة بخش بزرگی از رسوبهای توالی یادشده هستند. ماسهسنگها از دیدگاه رنگ و ظاهر متنوع هستند. همراه با رسوبهای یادشده میانلایههای بازالتی فراوانی با ستبرای چند متر تا بیشتر از 10 متر دیده میشوند. بازالتها در سطح رخنمون رنگ خاکستری دارند (شکل 2- C) و گاه تا اندازهای دگرسان شدهاند. افزونبراین، سنگها بافت متراکم تا حفرهدار دارند و حفرهها نیز کمابیش با کانیهای ثانویه (مانند: کلسیت و سیلیس) پر شدهاند. افزونبر سنگهای بازالتی و رسوبهای آواری، لایههایی از سنگهای آهکی نیز در این توالی یافت میشوند که بهصورت متناوب با ماسهسنگ و شیل دیده میشوند. لایههای آهکی ستبرای بسیاری ندارند (کمتر از 10 تا 20 متر) و در مقایسه با دیگر واحدهای سنگی گسترش کمتری دارند (شکل 2- D). در برخی سنگهای آهکی، فسیل شاخص آمبلا (Umbella) یافت شد که نشاندهندة سن دونین پسین است.
در یک برش دیگر که نزدیکبه 3 کیلومتری شمال روستای پیر اسحاق است (شکلهای 3- A و 3- B) روابط چینهشناسی و ویژگیهای سنگشناختی بررسی شدهاند. در این برش سنگهای گوناگون (مانند: سنگهای آذرین بیرونی، رسوبهای آواری و سنگهای آهکی) دیده میشوند. بررسی همبری میان واحدها نشاندهندة اولیهبودن آنهاست. سنگهای آذرین بیرونی در پایینترین بخش جای گرفتهاند. این سنگها دربردارندة گدازههای ریولیتی و آذرآواریهای مرتبط (مانند: توف و ایگنیمبریت) هستند که در صحرا با رنگ سرخ کاملاً مشخص و متمایز هستند (شکل 3- C).
شکل 2- A) نمای کلی صحرایی از تناوب واحدهای آتشفشانی، سنگهای آواری سیلیسی کلاستیک و سنگهای آهکی مربوط به دونین (نزدیک به 10 کیلومتری شمالخاوری روستای پیر اسحاق)؛ B) نمایی نزدیک از لایهبندی و رنگ مایل به سرخِ سنگهای آواری سیلیسی کلاستیک (ماسهسنگی)؛ C) واحدهای بازالتی دونین که بهصورت میانلایه با سنگهای رسوبی آواری و آهکی رخنمون دارند. این بازالتها در سطح رخنمون بیشتر به رنگ خاکستری تیره هستند؛ D) برش چینهشناسی نشاندهندة تناوب و ضخامت واحدهای گوناگون رسوبی و آتشفشانی دونین که تصویر صحرایی آن در شکل A نمایش داده شده است (شمارهها موقعیت برخی از نمونهها را نشان میدهند)
شکل 3- A- نمایی صحرایی از رابطة واحدهای رسوبی پرمین (ماسهسنگهای سرخرنگ و سنگهای آهکی) با سنگهای آذرین بیرونی (نزدیک به 3 کیلومتری شمالخاوری روستای پیر اسحاق) (موقعیت شکلهای C تا F نیز روی آن نشان داده شده است)؛ B) برش چینهشناسی از واحدهای مربوط به شکل A (در این شکل موقعیت برخی نمونههای آذرین (جدول 1) نیز نشان داده شده است)؛ C) سنگهای خروجی اسیدی که بیشتر آذرآواری هستند و رنگ آنها که در سطح رخنمون مایل به قرمز است؛ D) ماسهسنگهای قرمز رنگ پرمین پیشین و ساخت چینهبندی متقاطع (Herringbone) که نشاندهندة محیط کم ژرفای جزرو مدی و جریان رفت و برگشتی آب در محیطهای ساحلی است)؛ E) سنگآهکهای روشنرنگ پرمین که روی ماسهسنگ سرخرنگ جای دارند؛ F) سیلهای اسیدی که موازی با لایهبندی سنگهای آهکی درون آنها تزریق شدهاند
ستبرای این واحد در سطح رخنمون از 100 متر بیشتر نیست. در بررسیهای پیشین، سن این سنگها دونین پسین- کربونیفر دانسته شده است (Abdollahi and Hosseini, 1996)؛ اما در این پژوهش، برپایة سنسنجی ایزوتوپی، سن آنها مرز کربونیفر- پرمین دانسته میشود. روی این سنگها، یک واحد ماسهسنگ سرخرنگ جای میگیرد (شکلهای 3- B و 3- D). این ماسهسنگها سن پرمین پیشین دارند و همارز سازند درود هستند. در این ماسهسنگها ساخت جناقی نیز دیده میشود که نشاندهندة محیط کم ژرفای ساحلی است (شکل 3- D). روی این ماسهسنگها با یک همبری همشیب، ستبرای قابلتوجهی از سنگآهک به رنگ روشن و نازک تا متوسط لایه جای گرفته است (شکل 3- E). سنگهای آهکی یادشده صخرهساز هستند و در برخی بخشها (مانند: شمال روستای پیراسحاق) سازندة ریختشناسی مرتفع منطقه هستند. این سنگها همارز سازند روته- نسن هستند (Oskuei and Hajialilu, 1995). درون سنگهای آهکی سنگهای آذرین بهصورت سیل تزریق شدهاند. ستبرای سیلها چند ده سانتیمتر تا نزدیک به 1 متر است و ترکیب اسیدی دارند (شکل 3- F).
سنگنگاری
در منطقة جنوبباختری جلفا تنوعی از سنگهای آتشفشانی از طیف بازیک تا اسیدی و گدازه تا آذرآواری دیده میشود. برپایة آنچه پیشتر دربارة ویژگیهای صحرایی آنها گفته شد، در زیر میکروسکوپ نیز ویژگیهای گوناگونی دارند.
الف- سنگهای آذرآواری اسیدی و ریولیتها: این گروه شامل ایگنیمبریت (شکلهای 4- A و 4- B)، توف (شکل 4- C) و ریولیت (شکل 4- D) است. ترکیب کانیشناسی و حضور فازهایی مانند پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار و کوارتز در سنگهای آذرآواری (ایگنیمبریت و توف) نشاندهندة ترکیب ریولیتی آنهاست. این ویژگی با دادههای بهدستآمده از تجزیة شیمیایی این سنگها همخوانی دارد. توفها بیشتر بهصورت ویتریک توف هستند و بخش شیشهای (یا خاکستر) نسبت به قطعات بلوری یا خردهسنگ فزونی دارد. از دیدگاه کلی، در سنگهای آذرآواری، فراوانی مودال فنوکریستها برابربا 20 تا 25 درصدحجمی است و بقیة سنگ را زمینه (ماتریکس) پر میکند. پلاژیوکلاز از فازهای اصلی این سنگهاست. این کانی از دیدگاه فراوانی مودال تا نزدیکبه 10 درصدحجمی میرسد و اندازة کوچکتر از 1 تا 4 میلیمتر دارد. ماکل آلبیتی بهطور معمول در پلاژیوکلازها دیده میشود (شکل 4- B). از دیدگاه شکل بلوری نیز بهعلت سازوکار انفجاریِ بیرونریختن مذاب، بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز بیشکل تا گاه نیمهشکلدار و با شکستگی و مرزهای نامنظم هستند. آلکالیفلدسپار از دیگر کانیهای سازندة این سنگهاست. این کانی از نوع سانیدین و آنورتوکلاز است و همانند پلاژیوکلازها کمابیش به کانیهای رسی دگرسان شده است. اندازة بیشتر این کانیها از 5 میلیمتر کمتر است و از دیدگاه مودال نیز فراوانی کمتر از نزدیکبه 10 درصدحجمی دارند. بلورهای کوارتز فراوانی مودال کمتری دارند (کمتر از 2 درصدحجمی). بیشتر کوارتزها اندازة کمتر از 1 میلیمتر دارند. بلورهای کوارتز نیز عموماً بیشکل هستند و معمولاً مرز خلیجی دارند. کانیهای فرومنیزین بهندرت بهصورت سالم دیده میشوند. کانیهای کدر، زیرکن و آپاتیت از مهمترین کانیهای فرعی این سنگها هستند. کانیهای کدر (کمتر از 5 درصد مودال) بیشتر بهصورت بلورهای بیشکل و ریزدانه (کمتر از 1 میلیمتر) دیده میشوند و در زمینة سنگ پراکنده هستند.
بیشتر ریولیتها بافت هیالوپورفیری دارند. بخش بزرگی از این سنگها را زمینة ریزبلور دربر میگیرد و فنوکریستها درصد مودال چشمگیری ندارند (کمتر از 10 درصدحجمی). در این سنگها زمینة شیشهای بیشتر حالت تبلور دوباره دارد (شکل 4- D). از دیدگاه ویژگیهای میکروسکوپی (مانند: نوع کانیها، فراوانی مودال، شکل و اندازة کانیها) ریولیتها نیز همانند سنگهای آذرآواری اسیدی هستند.
ب- داسیت- آندزیت: بیشتر این سنگها بافت میکرولیتی پورفیری دارند. حجم سنگ بیشتر از زمینة ریزبلور تا شیشهای و میکرولیتهای ریز پلاژیوکلاز ساخته شده است (شکلهای 4- E و 4- F). بیشتر فنوکریستهای سنگ پلاژیوکلاز هستند و به مقدار کم فنوکریست تا میکروفنوکریستهای کانیهای کدر نیز دیده میشوند. در کل، بلورهای پلاژیوکلاز فروانی مودال کمتر از 5 تا 10 درصدحجمی دارند (شکل 4- E). پلاژیوکلازها در اندازة نزدیک به 1 تا 4 میلیمتر دیده میشوند و بیشتر نیمهشکلدار هستند. برخی از این بلورها هضمشدگی و بافت غربالی نشان میدهند. بلورهای پلاژیوکلاز کمابیش دچار دگرسانی شدهاند و سریسیت و کلسیت محصول این فرایند هستند. کانیهای کدر نیز بیشکل تا نیمهشکلدار هستند و از دیدگاه فراوانی کمتر از 1 درصدحجمی سنگ را دربر میگیرند. گاه شکلهای کمابیش شکلدار (لوزی شکل) کانیهای کدر دیده میشود که چهبسا مربوط به قالب برجامانده از یک کانی فرومنیزین (آمفیبول) تجزیهشده است (شکل 4- F). زمینة سنگ در برخی نمونهها سرشار از میکرولیتهای پلاژیوکلاز است که گاه جهتیافتگی جریانی نیز نشان میدهند و فضای میان این بلورها از ذرههای ریز کانیهای کدر پر شده است.
پ- بازالت: این سنگها بافتهای گوناگونی (مانند: میکرولیتی پورفیری، تراکیتی پورفیری و اینترسرتال) نشان میدهند (شکلهای 4- G تا 4- L). فنوکریستها حجم کمتری نسبت به زمینه را دربر میگیرند و در برخی نمونهها فراوانی آنها از 5 درصدحجمی مودال سنگ کمتر است. در این سنگها فنوکریستهای سالم بیشتر از نوع پلاژیوکلاز هستند؛ اگرچه پلاژیوکلازها نیز تا اندازة بسیاری دچار دگرسانی شدهاند. این کانیها بیشتر بهصورت نیمهشکلدار دیده میشوند و اندازة بیشتر آنها از 2 میلیمتر کمتر است. در یک گروه از نمونهها، فنوکریستهایی از کانیهای کدر نیز دیده میشوند که شاید محصول ثانوی دگرسانی کانیهای فرومنیزین باشند (شکل 4- H). کانیهای کدر در زمینة سنگ در فضای میان میکرولیتهای پلاژیوکلاز به مقدار فراوان دیده میشوند (تا بیش از 10 درصدحجمی مودال) که بخشی از آنها پیامد تجزیة کانیهای فرومنیزین (بیشتر کلینوپیروکسن) هستند. در برخی کانیهای زمینة سنگ دگرسانی کلریتی نیز دیده میشود؛ اما بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر به سریسیت تجزیه شدهاند. در برخی نمونههای بازالتی بهندرت فنوکریستهای کانیهای فرومنیزین دیده میشوند. این کانیها که بیشتر کلینوپیروکسن هستند فضای میان میکرولیتهای پلاژیوکلاز در زمینة سنگ را فراگرفتهاند (بافت اینترسرتال) (شکلهای 4- I تا 4- K). در برخی سنگهای بازالتی دگرسانی کلسیتی بسیاری روی داده است و قالب فنوکریستها با کلسیت پر شده است. پرشدگی از سیلیس در فضاهای خالی در برخی نمونهها نیز دیده میشود. کلریتیشدن در برخی نمونههای بازالتی گسترش بسیاری دارد (شکل 4- L). افزونبراین، گاه کانیهای فرومنیزین (الیوین) ایدنگسیتی نیز شدهاند.
شکل 4- ویژگیهای میکروسکوپی سنگهای آتشفشانی منطقة جنوبباختری جلفا. A، B) سنگهای ایگنیمبریتی پرمین با فنوکریستهای پلاژیوکلاز و آلکالیفلدسپار و بافت اوتاکسیتی که فیامها و شاردگلاسهای نواری در زمینة سنگ بهویژه در شکل A دیده میشوند؛ C) توف اسیدی پرمین که بیشتر درشتبلورهای آن پلاژیوکلاز هستند. این توفها بیشتر بهصورت ویتریکتوف هستند؛ D) ریولیتهای پرمین با فنوکریستهای آلکالیفلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز. زمینة این سنگها دچار فرایند تبلور دوبار شده است؛ E، F) داسیت- آندزیتهای پرمین. بافت این سنگها میکرولیتی پورفیری است و بیشتر پورفیرها از جنس پلاژیوکلاز هستند. در شکل F قالب یک کانی فرومنیزین (هورنبلند؟) دگرسان شده دیده میشود که با کانی کدر پرشده است؛ G، H) بافت تراکیتی در بازالتهای دونین. در این سنگها بخش بزرگی از سنگ با میکرولیتهای پلاژیوکلاز فراگرفته شده است و فنوکریستها کمتر دیده میشوند. اگرچه گاه میکروفنوکریستهایی از کانیهای کدر دیده میشود (شکل H) که ممکن است قالب پرشدة کانیهای فرومنیزین با کانیهای کدر ثانوی باشد؛ I، J، K) بافت اینترسرتال در بازالتهای دونین که فضای میان پلاژیوکلازها بهصورت بخشی با کلینوپیروکسن پرشده است؛ L) دگرسانی کلریتی در بازالتهای دونین (شکلهای A و L در حالت PPL و دیگر شکلها در حالت XPL هستند)
سنسنجی ایزوتوپی
سنگهای خروجی اسیدی شمال روستای پیر اسحاق یکی از واحدهای آذرین منطقه هستند که برپایة روابط چینهشناسی سن آنها دقیقاً روشن نیست و جای پرسش دارد. این سنگها در زیر ماسهسنگها پرمین پیشین جای میگیرند و پیش از این سن آنها دونین- کربونیفر دانسته میشد (Abdollahi and Hosseini, 1996). ازاینرو، این واحد بهروش ایزوتوپی U-Pb سنسنجی شد. سنسنجی U-Pb برای 7 بلور زیرکن جداشده از نمونه MJU-1 انجام شد. طول این زیرکنها تا بیشتر از 250 میکرون نیز میرسد. تصویرهای کاتدولومینسانس (شکل5- A) برای بیشتر بلورهای زیرکن حالت زونینگ را نشان میدهند. این ویژگی مربوط به زیرکنهایی است که پیامد تبلور ماگمایی هستند (Hoskin and Schaltegger, 2003). نقاط تجزیهشده بیشتر روی بخشهایی از بلور متمرکز شدهاند که زونینگ دارند. ازاینرو، سن بهدستآمده نشاندهندة سن تبلور و یا رشد کانی درون مذاب است.
دادههای تجزیة شیمیایی زیرکنها در جدول 1 آورده شدهاند. نمودار کنکوردیا برپایة نسبت 206Pb/238U در برابر نسبت 207Pb/235U در شکل 5- B نمایش داده شده است. برپایة این نمودار سن کنکوردیای بهدستآمده برای نمونة یادشده 4/4± 8/297 میلیون سال پیش است که در حقیقت، نشاندهندة آغاز پرمین یا مرز کربونیفر- پرمین است.
شکل 5- A) تصویرهای کاتودولومینیسنس زیرکنها در سنگهای آتشفشانی اسیدی جنوبباختری جلفا (نماد دایره نقطة تجزیهشده را نشان میدهد)؛ B) نمودار کنکوردیا برای زیرکنهای بررسیشده
زمینشیمی
ترکیب شیمیایی سنگ کل نمونههای آتشفشانی منطقة جنوبباختری جلفا در جدول 2 آورده شده است. در کل، نمونهها دو طیف بازیک و اسیدی دارند؛ بهگونهایکه سنگهای آتشفشانی دونین بیشتر در محدودة بازالت و سنگهای آتشفشانی پرمین در محدودة ریولیتی جای میگیرند (شکل 6).
جدول 2- ترکیب شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) در سنگهای آتشفشانی پالئوزوییک جنوبباختری جلفا (rh.ign: ایگنیمبریت ریولیتی؛ rh: ریولیت؛ tr.and: تراکیآندزیت؛ rh.tuff: توف ریولیتی)
|
Permian |
|
Devonian |
|||||||||||
|
Sample No. |
Mju-1 |
Mju-2 |
Mju-3 |
Mju-4 |
Mju-5 |
Mju-6 |
|
Mju-9 |
Mju-11 |
Mju-16 |
Mju-18 |
Mju-23 |
Mju-24 |
|
Rock type |
rh.ign. |
tr.and. |
rh.tuff |
rh. |
rh.tuff |
rh.ig. |
|
basalt |
basalt |
basalt |
basalt |
basalt |
basalt |
|
XRF |
|||||||||||||
|
SiO2 |
78.55 |
56.22 |
71.17 |
72.52 |
70.43 |
69.06 |
|
47.70 |
47.42 |
48.38 |
44.42 |
49.19 |
45.92 |
|
TiO2 |
0.32 |
1.62 |
0.33 |
0.26 |
0.37 |
0.35 |
|
3.32 |
3.30 |
3.12 |
2.55 |
1.42 |
3.17 |
|
Al2O3 |
11.60 |
14.98 |
13.95 |
10.66 |
13.87 |
13.06 |
|
15.90 |
14.75 |
14.31 |
16.08 |
15.43 |
14.54 |
|
Fe2O3 |
0.24 |
1.52 |
0.43 |
0.28 |
0.66 |
0.47 |
|
1.53 |
1.87 |
1.77 |
1.35 |
1.50 |
1.48 |
|
FeO |
1.58 |
10.12 |
2.88 |
1.86 |
4.39 |
3.10 |
|
10.19 |
12.46 |
11.77 |
9.03 |
10.02 |
9.86 |
|
MnO |
0.02 |
0.14 |
0.01 |
0.01 |
0.05 |
0.03 |
|
0.31 |
0.36 |
0.35 |
0.19 |
0.24 |
0.23 |
|
MgO |
0.04 |
0.86 |
0.05 |
0.12 |
0.57 |
0.04 |
|
4.46 |
6.25 |
6.12 |
5.46 |
1.82 |
3.77 |
|
CaO |
0.73 |
2.66 |
0.23 |
0.07 |
0.36 |
0.21 |
|
4.04 |
2.61 |
3.41 |
9.81 |
6.36 |
8.62 |
|
Na2O |
6.41 |
7.33 |
4.93 |
2.68 |
3.63 |
4.51 |
|
6.21 |
5.24 |
4.70 |
2.68 |
4.73 |
3.48 |
|
K2O |
0.13 |
0.20 |
4.59 |
5.79 |
5.43 |
4.57 |
|
0.15 |
0.12 |
0.27 |
0.65 |
0.69 |
0.73 |
|
P2O5 |
0.07 |
0.57 |
0.08 |
0.04 |
0.10 |
0.08 |
|
1.07 |
0.85 |
0.82 |
0.40 |
0.74 |
0.92 |
|
LOI |
0.86 |
3.23 |
0.77 |
0.55 |
0.61 |
1.32 |
|
4.24 |
3.94 |
4.56 |
6.73 |
7.09 |
6.52 |
|
Total |
100.55 |
99.45 |
99.40 |
94.84 |
100.47 |
96.79 |
|
99.11 |
99.18 |
99.59 |
99.37 |
99.24 |
99.26 |
|
Mg# |
3.6 |
11.7 |
2.4 |
9.3 |
17.0 |
1.8 |
|
40.7 |
44.1 |
45.0 |
48.7 |
22.2 |
37.5 |
|
Zn |
29.5 |
125.5 |
28.4 |
33.3 |
102.2 |
40.6 |
|
197.2 |
143.6 |
137.8 |
120.5 |
215.2 |
120.8 |
|
Cu |
11.6 |
19.1 |
10.9 |
29.5 |
15.8 |
8.4 |
|
41.4 |
52.3 |
25.3 |
24.8 |
19.3 |
12.8 |
|
Sc |
6.8 |
24.8 |
11.1 |
0.8 |
13.5 |
8.7 |
|
29.8 |
30.4 |
28.1 |
36.0 |
15.3 |
19.5 |
|
Ga |
12.2 |
22.8 |
17.2 |
23.7 |
25.7 |
22.2 |
|
25.5 |
24.3 |
23.0 |
23.0 |
28.9 |
23.6 |
|
Ni |
0.2 |
5.8 |
1.2 |
2.7 |
2.9 |
2.7 |
|
49.0 |
22.9 |
19.9 |
35.6 |
0.9 |
0.0 |
|
Co |
1.7 |
14.5 |
1.8 |
2.3 |
5.4 |
3.0 |
|
45.1 |
34.2 |
38.9 |
44.0 |
13.0 |
22.4 |
|
Cr |
108.2 |
20.9 |
30.6 |
38.8 |
42.4 |
25.9 |
|
147.0 |
38.6 |
57.7 |
45.0 |
0.0 |
0.0 |
|
V |
4.7 |
78.0 |
6.4 |
18.3 |
18.4 |
10.6 |
|
128.1 |
194.8 |
173.1 |
300.6 |
5.4 |
125.1 |
|
Pb |
0.0 |
9.2 |
6.3 |
16.5 |
0.3 |
13.5 |
|
0.0 |
4.6 |
0.0 |
0.0 |
9.7 |
1.0 |
|
LA-ICP-MS |
|
||||||||||||
|
Cs |
0.093 |
0.356 |
0.433 |
0.745 |
0.480 |
0.356 |
|
0.054 |
0.095 |
0.223 |
0.213 |
0.222 |
0.240 |
|
Ba |
62.404 |
113.565 |
617.071 |
367.775 |
926.125 |
680.870 |
|
111.077 |
112.305 |
171.231 |
190.134 |
152.027 |
660.604 |
|
Rb |
2.291 |
3.742 |
97.960 |
86.386 |
133.887 |
96.966 |
|
1.747 |
1.594 |
6.160 |
11.408 |
25.797 |
18.151 |
|
Sr |
93.560 |
249.353 |
47.057 |
14.620 |
98.595 |
46.212 |
|
489.405 |
678.927 |
709.862 |
286.351 |
278.901 |
664.653 |
|
Y |
27.835 |
44.610 |
49.792 |
63.522 |
77.529 |
45.256 |
|
41.938 |
50.263 |
53.885 |
36.423 |
49.463 |
32.487 |
|
Zr |
314.357 |
281.131 |
427.269 |
526.853 |
512.228 |
437.367 |
|
199.516 |
231.823 |
229.158 |
210.274 |
430.470 |
248.327 |
|
Hf |
8.433 |
7.590 |
11.129 |
13.202 |
13.221 |
11.320 |
|
5.034 |
5.821 |
5.924 |
5.129 |
10.048 |
5.978 |
|
Ta |
1.519 |
1.837 |
2.079 |
2.837 |
2.487 |
2.226 |
|
2.663 |
2.453 |
2.324 |
1.508 |
6.185 |
4.225 |
|
Nb |
24.859 |
30.821 |
32.919 |
44.022 |
40.718 |
34.138 |
|
45.013 |
41.852 |
40.348 |
26.956 |
112.545 |
74.002 |
|
Th |
11.528 |
10.134 |
15.871 |
12.023 |
17.599 |
14.832 |
|
5.532 |
4.583 |
4.487 |
2.971 |
10.154 |
6.657 |
|
U |
3.338 |
3.253 |
3.190 |
1.769 |
5.204 |
2.898 |
|
1.004 |
1.091 |
0.905 |
0.682 |
2.496 |
1.565 |
|
La |
32.052 |
45.915 |
60.856 |
103.614 |
99.847 |
62.698 |
|
38.388 |
42.325 |
50.620 |
25.671 |
94.087 |
61.392 |
|
Ce |
57.094 |
97.095 |
123.484 |
126.834 |
203.727 |
130.301 |
|
81.166 |
86.226 |
98.584 |
53.295 |
183.916 |
119.996 |
|
Pr |
7.365 |
11.566 |
14.528 |
24.451 |
22.500 |
14.651 |
|
9.901 |
10.506 |
11.848 |
6.738 |
20.977 |
14.069 |
|
Nd |
27.558 |
46.923 |
55.786 |
92.017 |
87.440 |
56.045 |
|
43.471 |
45.320 |
47.841 |
28.336 |
80.900 |
55.843 |
|
Sm |
4.947 |
10.269 |
11.373 |
15.957 |
17.719 |
10.689 |
|
9.399 |
10.416 |
10.688 |
6.737 |
14.527 |
10.444 |
|
Eu |
0.905 |
2.394 |
1.724 |
1.288 |
2.601 |
1.592 |
|
3.624 |
3.810 |
3.893 |
2.074 |
4.414 |
3.440 |
|
Gd |
4.705 |
10.476 |
10.847 |
14.688 |
15.700 |
9.267 |
|
9.578 |
10.953 |
11.014 |
7.355 |
12.526 |
9.238 |
|
Tb |
0.736 |
1.460 |
1.674 |
2.166 |
2.420 |
1.386 |
|
1.324 |
1.570 |
1.683 |
1.092 |
1.768 |
1.217 |
|
Dy |
4.769 |
9.106 |
10.267 |
13.349 |
14.872 |
8.424 |
|
8.243 |
10.131 |
10.177 |
7.042 |
10.303 |
6.857 |
|
Ho |
1.090 |
1.743 |
2.056 |
2.457 |
3.025 |
1.734 |
|
1.597 |
1.955 |
2.065 |
1.454 |
1.919 |
1.288 |
|
Er |
3.268 |
4.801 |
6.246 |
7.137 |
8.309 |
5.326 |
|
4.025 |
5.589 |
6.045 |
3.939 |
5.418 |
3.249 |
|
Tm |
0.502 |
0.635 |
0.897 |
0.984 |
1.155 |
0.825 |
|
0.528 |
0.735 |
0.800 |
0.547 |
0.694 |
0.431 |
|
Yb |
3.141 |
4.093 |
6.139 |
6.548 |
7.773 |
5.892 |
|
3.221 |
4.953 |
5.036 |
3.554 |
4.344 |
2.594 |
|
Lu |
0.450 |
0.596 |
0.922 |
0.940 |
1.117 |
0.842 |
|
0.494 |
0.728 |
0.744 |
0.530 |
0.651 |
0.379 |
|
A/CNK |
0.97 |
0.88 |
1.03 |
0.99 |
1.11 |
1.02 |
|
|
|
|
|
|
|
|
A/NK |
1.09 |
1.22 |
1.07 |
1.00 |
1.17 |
1.06 |
|
|
|
|
|
|
|
|
LaN/SmN |
4.18 |
2.89 |
3.45 |
4.19 |
3.64 |
3.79 |
|
2.64 |
2.62 |
3.06 |
2.46 |
4.18 |
3.79 |
|
SmN/YbN |
1.75 |
2.79 |
2.06 |
2.71 |
2.53 |
2.02 |
|
3.24 |
2.34 |
2.36 |
2.11 |
3.72 |
4.47 |
|
LaN/YbN |
7.32 |
8.05 |
7.11 |
11.35 |
9.21 |
7.63 |
|
8.55 |
6.13 |
7.21 |
5.18 |
15.53 |
16.98 |
شکل 6- ردهبندی شیمیایی سنگهای آتشفشانی پالئوزوییک جنوبباختری جلفا در نمودار Zr/TiO2- Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977)
الف- سنگهای آتشفشانی (بازیک) دونین: در این سنگها، مقدار LOI برابربا 9/3 تا 09/7 درصدوزنی است. بالابودن نسبی این فاکتور در برخی نمونهها نشاندهندة تأثیر فرایند دگرسانی بر آنهاست (جدول 2). محاسبة درصدوزنی اکسیدها با حذف LOI نشان میدهد تمرکز TiO2 در این سنگها بالا است و مقدارآن برابربا 54/1 تا 5/3 درصدوزنی است. K2O فراوانی چشمگیری ندارد (13/0 تا 79/0 درصدوزنی)؛ اما بالابودن تمرکز Na2O (89/2 تا 54/6 درصدوزنی) نشاندهندة سرشت آلکالن سدیک نمونههاست. از سوی دیگر، تمرکز MgO برابربا 98/1 تا 56/6 درصدوزنی است و مقدار Mg# (Mg#=MgO*100/MgO+FeOT) نیز برابربا 2/22 تا 7/48 درصدوزنی است. کمبودن نسبی Mg# در برخی نمونهها چهبسا نشاندهندة جدایش بلوری فازهای فرومنیزین (مانند: الیوین و پیروکسن) است.
الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) و نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) در شکل 7 نمایش داده شدهاند. سنگهای بازیک دونین الگوی عنصرهای خاکی کمیاب جدایشیافته را نشان میدهند (شکل 7- A) که غنیشدگی شدید عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) در آن بهخوبی دیده میشود. در این سنگها نسبت LaN/YbN بالا و در بازة 2/5 تا 17 است. نسبتهای SmN/YbN و LaN/SmN نیز که بهترتیب تغییراتی برابربا 1/2 تا 5/4 و 5/2 تا 2/4 را نشان میدهند گویای غنیشدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) به عنصرهای خاکی کمیاب میانه (MREE) و عنصرهای خاکی کمیاب میانه (MREE) به سنگین (HREE) هستند. مقدار میانگین La، Sm و Yb در نمونهها نیز نسبت به ترکیب استاندارد (کندریت) بهترتیب 219، 67 و 23 برابر غنیشدگی نشان میدهد. نسبت Eu/Eu* مقدار نزدیک به یک (9/0 تا 16/1) دارد و نشان میدهد الگوها آنومالی چشمگیر مثبت یا منفی Eu ندارند. در حقیقت، این نکته نافی اینست که ترکیب شیمیایی نمونهها بسیار تحتتأثیر جدایش بلوری یا تجمع پلاژیوکلاز بوده است. برپایة نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (شکل 7- B)، تمرکز عنصرهای ناسازگار در این سنگها غنیشدگی چشمگیری دربرابر ترکیب گوشته اولیه دارد. از سوی دیگر، عنصرهای ناسازگار LIL (عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ) مانند Ba دربرابر عنصرهای HFS (عنصرهای با قدرت میدان بالا) غنیشدگی نسبی دارند. افزونبر این در این شکل، نمودار عنکبوتی بهنجارشده این سنگها با بازالتهای OIB (بازالتهای جزایر اقیانوسی)، N-MORB و E-MORB مقایسه شده است و نشان میدهد این سنگها از دیدگاه تمرکز عنصرهای ناسازگار شباهت بسیاری به مذابهای OIB دارند. اگرچه تهیشدگی نسبی K و Rb و تا اندازهای Sr در الگوها دیده میشود که برپایة تحرک بالای این عنصرها گمان میرود تمرکز آنها تحتتأثیر فرایندهای ثانویه بوده است.
ب- سنگهای آتشفشانی (اسیدی) پرمین: در این سنگها، مقدار SiO2 برابربا 4/58 تا 8/78 درصدوزنی است. بازة مقدار Na2O و K2O نیز بهترتیب برابربا 84/2 تا 62/7 و 13/0 تا 14/6 درصدوزنی است. مجموع عنصرهای آلکالن (Na2O + K2O) در این سنگها که برابربا 56/6 تا 64/9 درصدوزنی است، نشاندهندة تمرکز بالای عنصرهای آلکالن در آنهاست. الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده برای این سنگها (شکل 7- C)، غنیشدگی چشمگیر REE نمونهها نسبت به کندریت را نشان میدهد. LaN و YbN بهترتیب برابربا 135 تا 437 و 5/18 تا 7/45) هستند. از سوی دیگر، الگوی REE شیب منفی دارد و LREE و MREE نسبت به HREE غنیشدگی نشان میدهند؛ بهگونهایکه در این سنگها، نسبتهای LaN/YbN، SmN/YbN و LaN/SmN بهترتیب برابربا 1/7 تا 3/11، 7/1 تا 8/2 و 9/2 تا 2/4 هستند. در این شکل آنومالی منفی Eu دیده میشود (7/0- 25/0Eu/Eu*=) که چهبسا نشاندهندة جدایش بلوری پلاژیوکلاز در نمونهها است. نکته دیگر اینکه، تشابه شکل کلی الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب در نمونههای گوناگون از دیدگاه تمرکز نسبی عنصرها و موازیبودن الگوها چهبسا گواهی بر وابستگی زایشی نمونههست. نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه نیز در شکل 7- D نمایش داده شده است. در این شکل نیز الگوی کلی نمونهها با یکدیگر شباهت دارد؛ مگر در دو نمونه که در آنها عنصرهای LIL (مانند: K، Rb و Ba) تهیشدگی دارند. ازآنجاییکه این دو نمونه به دیگر نمونههای اسیدی شباهت شیمیایی نشان میدهند، تفاوت تمرکز عنصرهای LIL در آنها به تحرک این عنصرها (Zack and John, 2007; Spandler and Pirard, 2013) وابسته دانسته میشود و چهبسا بهدنبال رویداد فرایندهای ثانویه (مانند دگرسانی) در برخی نمونهها تهی شدهاند. در این شکل نیز تهیشدگی آشکاری در فراوانی عنصر Sr دیده میشود که بههمراه تهیشدگی Eu (شکل 7- C) نشاندهندة جدایش بلوری پلاژیوکلاز است (Rollinson, 2014). نکته مهم دیگری که در نمودارهای عنکبوتی دیده میشود تهیشدگی عنصرهای HFS (مانند: Nb، Ta و Ti) است. تهیشدگی عنصرهای HFS در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده از ویژگیهای ماگماتیسم مناطق مرتبط با پهنة فرورانش است (Pearce, 1982; Hawkesworth and Ellam, 1989; Kelemen et al., 1993; Woodhead et al., 1993; Baier et al., 2008)؛ اگرچه آنومالی منفی عنصرهای HFS (مانند: Nb) شاید در پی آلایش پوستهای نیز رخ دهد (Hawkesworth, et al., 1992; Griselin et al., 1997; Goodenough et al., 2002; Halama et al., 2004). در ادامه به بررسی این نکته پرداخته میشود.
شکل 7- الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت و نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه در سنگهای بازالتی دونین (شکلهای A و B) و سنگهای آتشفشانی پرمین (شکلهای C و D) (از ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای کندریت و گوشته اولیه (در بهنجارسازی) و نیز OIB، N-MORB و E-MORB بهره گرفته شده است)
بحث
الف- شواهد سنی ماگماتیسم پالئوزوییک پسین در محدودة جنوبباختری جلفا
در شمالباختری منطقه بررسیشده رخنمون قابلتوجهی از نفوذیهای گرانیتی دیده میشود. این گرانیتوییدها (تودة سیاهباز) سرشت نوع A دارند (Fazlnia, 2017) و از دیدگاه زمینشیمیایی شباهت بسیاری به ریولیتهای بررسیشده در این پژوهش نشان میدهند. برپایة آنچه در نقشة زمینشناسی منطقه (Oskuei and Hajialilu, 1995) آمده است، این تودههای نفوذی، سازند روته (پرمین میانی) را قطع کرده و با کنگلومرای الیگومیوسن پوشیده شدهاند. بر این پایه، سن این سنگها پس از پرمین و پیش از میوسن دانسته شده است (Oskuei and Hajialilu, 1995)؛ اگرچه در بررسی دیگری و برپایة ویژگیهای صحرایی و روابط چینهشناختی تودههای نفوذی سیاهباز با واحدهای رسوبی مجاور، سن پس از پرمین این تودههای نفوذی مورد تردید قرار گرفته است. برپایة این بررسی، تودههای نفوذی درون سازندهای پرمین نفوذ نکردهاند؛ بلکه سازندهای پرمین (سازند روته) آنها را بهصورت دگرشیب پوشاندهاند (Fazlnia, 2017). سن ایزوتوپی ریولیتهای منطقه نشاندهندة سن پرمین آغازین (4±8/297 میلیون سال پیش) برای این سنگهاست. این سن با سن پیش از پرمین میانی تودههای گرانیتوییدی سیاهباز (Fazlnia, 2017) همخوانی دارد. تودة نفوذی مافیک- الترامافیک غازان نمونة دیگری از ماگماتیسم پالئوزوییک پسین در شمالباختری ایران است (Asadpour et al., 2013). برپایة سنسنجی ایزوتوپی به روش U-Pb سن نفوذیهای مافیک 299 میلیون سال پیش برآورد شده است (Asadpour et al., 2013) که نزدیکی بسیار بالایی به سن ریولیتهای بررسیشده در این پژوهش دارد. ازاینرو، گمان میرود منطقة شمالباختری ایران در زمان پالئوزوییک پسین نشانههایی از ماگماتیسم را در خود ثبت کرده است که تنوعی از نفوذی تا آتشفشانی و بازیک تا اسیدی دارند.
ب- سنگزایی و جایگاه زمینساختی
ب- 1- ماگماتیسم بازالتی دونین: همانگونهکه پیشتر گفته شد بخشی از نمونههای بررسیشده سنگهای بازیک دونین هستند. این سنگها که بهصورت میانلایه و بیشتر با آواریها برونزد دارند از دیدگاه شیمیایی در گروه بازالتهای آلکالن جای میگیرند (شکل 6). شیمی عنصرهای اصلی این سنگها نیز با تمرکز بالای Na2O و TiO2 شناخته میشود که با سرشت آلکالن (سدیک) این سنگها همخوانی دارد. تمرکز عنصرهای کمیاب در این سنگهای بازالتی نیز که در شکلهای 7- A و 7- B نمایش داده شده است نشاندهندة الگوی عنصرهای خاکی کمیاب جدایشیافته (نسبت بالای LREE/HREE) و نمودار عنکبوتی همانندِ بازالتهای OIB است. در شکل 7- A، شیب الگوی عنصرهای خاکی کمیاب با مذابهای آلکالن برخاسته از گوشته تهینشده و کمابیش ژرف همخوانی دارد (Zhou et al., 2009; Davis et al., 2011). در شکل 7- B نیز نبود آنومالی منفی Nb و Ta نشاندهندة ماگماتیسم برخاسته از محیط درونصفحهای و بیتأثیر از پهنة فرورانش (همانند بازالتهای OIB) است. نمودارهای شناسایی جایگاه زمینساختی این سنگها نیز با این نکته همخوانی دارند. شکل 8 –A نشاندهندة خاستگاه گوشتهای غنی و نامرتبط با پهنة فرورانش برای نمونههای بازالتی است. در شکل 8- B نیز جایگاه درونصفحهای این سنگها دیده میشود. ازاینرو، آنچه آشکارا اذعان میشود اینکه ماگماتیسم بازالتی دونین در منطقة شمالباختری ایران خاستگاه درونصفحهای دارد که چهبسا با سازوکار زمینساختی کششی وابسته است. چنین مذابهایی از ویژگیهای ماگماتیسم پالئوزوییک ایران هستند و بهصورت متناوب در زمانهای اردویسین- سیلورین، دونین و پرمین فوران کردهاند (Berberian and King, 1981). نشانههای پیدایش این مذابها در بخشهای گوناگون ایران (مانند: ایران مرکزی و البرز) دیده میشود (Derakhshi and Ghasemi, 2015; Ghasemi and Dayhimi 2015; Delavari et al., 2016). ماگماتیسم دونین در بخشهای گوناگون ایران بهصورت میانلایه با رسوبهای شمالباختری (سازند ایلان قره)، البرز (سازند جیرود) و ایران مرکزی (سازند پادها) (Wendt et al., 2002, 2005) دیده میشود. در البرز خاوری (شمال شاهرود)، پیدایش سنگهای بازیک دونین به زمینساخت کششی مرتبط با بازشدن اقیانوس پالئوتتیس نسبت داده شده است (Ghasemi and Dayhimi, 2015). در البرز مرکزی (شمال بلده) نیز فورانهای بازالتی گزارش شده است که سن پرمین دارند و برپایة ویژگیهای شیمیایی آلکالن آنها، به یک محیط درونصفحهای و مرتبط با سازوکار زمینساخت کششی در مراحل آغازین گسترش اقیانوس نئوتتیس ارتباط داده شدهاند (Delavari et al., 2016).
شکل 8- شناسایی پهنة زمینساختی پیدایش بازالتهای دونین جنوبباختری جلفا در: A) نمودار Th/Yb دربرابر Ta/Yb (Pearce, 1982)؛ B) نمودار Zr/Y دربرابر Zr (Pearce and Norry, 1979)
ب- 2- ماگماتیسم اسیدی پرمین: ریولیتهای بررسیشده سن پرمین آغازی دارند و از دیدگاه زمینشیمیایی سرشت متاآلومینوس تا پرآلومینوس (مقدارA/NK برابربا 1 تا 22/1 و مقدار A/CNK برابربا 88/0 تا 11/1) نشان میدهند. از دیدگاه فراوانی عنصرهای اصلی از ویژگیهای مهم این سنگها بالابودن نسبت FeOT/MgO (7/8 تا 7/91) است که از ویژگیهای گرانیتهای نوع A بهشمار میرود (Eby, 1990). همچنین، از دیدگاه شیمی عنصرهای فرعی و کمیاب، این سنگها در گروه گرانیتهای نوع A جای میگیرند (شکل 9).
شکل 9- بررسی سرشت نمونههای ریولیتی منطقة جلفا در: A) نمودار Zr دربرابر 10000*Ga/Al که گرانیتهای نوع A را از نوع I و S جدا میکند (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار سهتایی Nb-Y-3Ga که گرانیتهای نوع A را به دو گروه A1 و A2 ردهبندی میکند (Eby, 1992)؛ C) نمودار Yb/Ta دربرابر Y/Yb (Eby, 1992)
همچنین، از دیدگاه جایگاه زمینساختی، این ریولیتها از مذابهای درونصفحهای و جایگاه غیرکوهزایی بهشمار میروند (شکل 10). ویژگیهای کلی گرانیتهای نوع A بدینگونه است (Whalen et al., 1987; Eby, 1990, 1992; Bonin, 2007; Eby, 2011; Grebennikov, 2014):
1- در سازوکارهای کششی درونصفحهای و یا پس از برخورد پدید میآیند؛
2- متاآلومینوس تا پرآلکالن و گاه پرآلومینوس هستند؛
3- نسبت FeOT/MgO در آنها بالاست؛
4- گرانیتهای نوع A1 شاید از مذابهای بازالتی با خاستگاه OIB جدا شدهاند؛ اما گروه A2 از سنگکرة زیرقارهای یا پوستة زیرین ریشه میگیرند؛
5- با اینکه گرانیتهای نوع A1 همواره در پهنههای غیرکوهزایی درونصفحهای پدید میآیند، اما پیدایش گرانیتهای نوع A2 بیشتر در پهنههای پس از کوهزایی- پس از برخورد روی میدهد؛
6- مذابهای نوع A1 از دیدگاه زمانی و مکانی با سنگهای آلکالن زیراشباع از سیلیس همراهی نشان میدهند؛ اما این ویژگی دربارة مذابهای نوع A2 دیده نمیشود.
شکل 10- نمودارهای شناسایی پهنة زمینساختی مذابهای گرانیتوییدی. A) نمودار Nb-Y (Pearce, et al., 1984)؛ B) نمودار سهتایی Rb/30-Hf-Ta*3 (Harris et al., 1986)؛ C) نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985)
برپایة آنچه در شکل 9- B و C دیده میشود، ریولیتهای جنوبباختری جلفا به مذابهای نوع A2 گرایش دارند. در نمودارهای شکل 10 نیز جایگاه درونصفحهای و غیرکوهزایی نشان میدهند. ماگماتیسم درونصفحهای غیرکوهزایی در زمان پرمین در ایران پدیده معمولی است (Berberian and King, 1981; Alirezaei and Hassanzadeh, 2012; Asadpour et al., 2013) که از دیدگاه فرامنطقهای با ماگماتیسم کششی بخشهای دیگری از شمال گندوانا همخوانی دارد و به سازوکار کششی مراحل آغازین پیدایش نئوتتیس وابسته دانسته شده است (Veevers and Tewari, 1995; Maury et al., 2003; Lapierre et al., 2004; Chauvet et al., 2011; Xia et al., 2012). با وجود این برپایة آنچه گفته شد، مذابهای نوع A2 در پهنههای پس از برخورد نیز پدید میآیند. برپایة این فرض این مذابها چهبسا نشاندهندة رخداد یک فاز کوهزایی در زمان پیش از پرمین (فاز کوهزایی هرسینین) هستند.
همچنین، در شکل 7- D، تهیشدگی عنصرهای HFS (مانند: Nb، Ta و Ti) نشاندهندة نشانهایی از رویداد فرایندهای فرورانشی در ناحیه خاستگاه این مذابهاست. از اتفاق، در بررسیهای گذشته در منطقة شمالباختری ایران نیز به این نکته پرداخته شده است. مرز میان واحدهای پرمین و واحدهای قدیمیتر در منطقة جنوبباختری جلفا از نکتههای مهم است. با اینکه گاه این مرز بهصورت همشیب نشان داده شده است (Abdollahi and Hosseini, 1996)، اما گاه نیز بهصورت دگرشیب شناسایی شده است (Oskuei and Hajialilu, 1995). تودة گرانیتوییدی سیاهباز نیز که پیشتر گفته شد، از دیدگاه سنی، قرابت شیمیایی و موقعیت مکانی همخوانی بالایی با ریولیتهای بررسیشده دارد و چهبسا همارز نفوذی ریولیتهای بررسی شده است و از دیدگاه جایگاه زمینساختی، به یک مرز فعال و پس از کوهزایی نسبت داده شده است (Fazlnia, 2017). ازاینرو، برپایة یافتههای این پژوهش، عملکرد یک فاز کوهزایی پیش از پرمین (فاز کوهزایی هرسینین) در منطقة شمالباختری ایران محتمل است.
به ماگماتیسم پالئوزوییک پایانی در بخشهای دیگری از شمالباختری ایران و پهنة سنندج- سیرجان پیش از این نیز اشاره شده است. تودة گرانیتوییدی نوع A حسنرباط با سن 5/2± 294 میلیون سال پیش (آغاز پرمین) در بخش مرکزی پهنة سنندج- سیرجان (Honarmand et al., 2017) و کمپلکس نفوذی حسنسالاران با سن 360 میلیون سال پیش در شمالباختری ایران (Azizi et al., 2017) از نشانههای رویداد ماگماتیسم مرتبط با زمینساخت کششی در پایان پالئوزوییک هستند و به فعالیت زمینساختی مرتبط با بازشدن نئوتتیس ارتباط داده شدهاند. افزونبراین، در منطقة قوشچی (شمالباختری ایران) گرانیت (نوع A) و گابرونوریت (با خصلت OIB) به سن 320 میلیون سال پیش (کربونیفر) گزارش شده است که پیدایش آنها نیز پیامد زمینساخت کششی فازهای آغازین بازشدن نئوتتیس تفسیر شده است (Shafaii Moghadam et al., 2015). تودة گرانیتی خلیفان در بخش شمالباختریی پهنة سنندج- سیرجان، (سن 315 ± 2 میلیون سال پیش) نیز سرشت پرآلومین نوع A دارد و نشانهای از ماگماتیسم واریسکن دانسته شده است (Bea et al., 2011). کمپلکس مافیک میشو در شمالباختری تبریز به سن کربونیفر پیشین (4/3±7/356 میلیون سال پیش) نیز نمونة دیگری از ماگماتیسم همراه با ریفتینگ در شمالباختری ایران است (Saccani et al., 2013).
نتیجهگیری
سنگهای آذرین پالئوزوییک جنوبباختری جلفا دربردارندة طیفی از واحدهای آتشفشانی بازیک و اسیدی هستند. سنگهای بازیک بهصورت میانلایه با رسوبهای سیلیسی کلاستیک دونین دیده میشوند. برپایة سن سنجی اورانیم- سرب سن سنگهای آذرین اسیدی پرمین آغازی است و شامل گدازههای ریولیتی و سنگهای آذرآواری وابسته هستند. بازالتهای دونین سرشت آلکالن دارند و زمینشیمی آنها گویای یک خاستگاه گوشتهای تهی نشده و جایگاه زمینساختی درونصفحهای است. از این لحاظ، پیدایش این سنگها با ماگماتیسم دونین در دیگر بخشهای ایران (مانند: البرز و ایران مرکزی) همخوانی دارد. از دیدگاه شیمیایی، سنگهای آتشفشانی اسیدی پرمین ویژگیهای مذابهای اسیدی (گرانیتوییدی) نوع A را نشان میدهند که گویای پیدایش در یک پهنة غیرکوهزایی است. از سوی دیگر، قرارگرفتن این سنگها در زیرگروه A2 نشاندهندة یک محیط غیرکوهزایی- پس از کوهزایی است. در این صورت، پیدایش آنها در ارتباط با تأثیرات احتمالی فاز کوهزایی هرسینین در شمالباختری ایران است.
)
