سنگ‏‌های آتشفشانی کرتاسة پسین منطقة تالش (البرز باختری): تنوع شیمیایی، شرایط تبلور، هیگرومتری و خاستگاه زمین‌ساختی

کوه‏‌های تالش در راستای رشته کوه‌های البرز باختری جای دارند. پهنة البرز بخشی از سیستم کوهزایی آلپ- هیمالیا به‌شمار می‌رود (Stöcklin, 1974). در پالئوزوییک، البرز به‏‌صورت مرز غیرفعال در جنوب اقیانوس پالئوتتیس جای داشته است (Alavi, 1996). پس از پیدایش اقیانوس نئوتتیس در پرمین، البرز بخشی از سرزمین‏‌های سیمرین بوده که از شمال گندوانا جدا شده و به‌سوی شمال (اوراسیا) جابجا شده است (Muttoni et al., 2009; Wilmsen et al., 2009). بخش بزرگی از رویدادهای زمین‌ساختی در این پهنة کوهزایی پس از بسته‏‌شدن اقیانوس پالئوتتیس (تریاس پسین) روی داده است که باعث پیدایش یک ناپیوستگی آشکار در قاعدة نهشته‏‌های آواری گروه شمشک شده است (Zanchi et al., 2009). از سوی دیگر، فرایندهای زمین‌ساختی همراه با بسته‏‌شدن نئوتتیس و ادامة حرکت ورقة عربی به‌سوی شمال در زمان سنوزوییک، تأثیر مهمی در ریخت‏‌شناسی کنونی البرز داشته‌اند (Allen et al., 2003). همچنین، بیشترین فرایندهای ماگمایی البرز در دوران مزوزوییک و پس از آن روی داده‌اند (Berberian and King, 1981; Alavi, 1996). رخنمون چشمگیرِ سنگ‏‌های بازالتی در البرز شمالی و باختری (منطقة لاهیجان و تالش) نمودی از ماگماتیسم کرتاسه البرز است (Clark et al., 1977; Annells et al., 1985; Haghnazar, 2012).

با اینکه سنگ‏‌های آتشفشانی، به‏‌ویژه در منطقة تالش (شکل 1)، رخنمون گسترده‌ای دارند، بررسی‌های اندکی روی آنها انجام شده (Keshavarz Hedayati, 2013; Husseinvand, 2012) و گوناگونی زمین‌شیمیایی کمتر بحث شده است. در این پژوهش، سنگ‏‌های بازالتی (کرتاسة پسین) منطقة تالش از دیدگاه کانی‏‌شناسی‏‌، شرایط تبلور، گوناگونیِ شیمیایی و جایگاه زمین‌ساختی بحث شده‌اند. اهمیت این بررسی در اینست که داده‏‌های به‌دست‌آمده دربارة واحدهای سنگی یادشده پیش ازاین ارائه نشده‌اند و برپایة این داده‏‌ها، تنوع زمین‌شیمیایی، کانی‏‌شناسی و خاستگاه زمین‌ساختی این سنگ‏‌ها بحث‌شدنی است.

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شده محدودة تالش- اسالم، برگرفته از نقشة 250000/1 بندر انزلی (Clark et al., 1977) (جایگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده روی شکل نمایش داده شده است)

زمین‌شناسی منطقه

کوه‏‌های تالش در مرز باختری پهنة خزر جنوبی به‏‌صورت نوار راندگی- چین‌خورده‌ای با راستای شمالی- جنوبی دیده می‌شوند. مرزهای باختری و خاوری این پهنة کوهزایی، به‌ترتیب با پهنة ایران مرکزی و پهنة خزر جنوبی، با گسل های معکوس با راستای شمالی- جنوبی شناخته می‏‌شوند (Berberian, 1981). از سوی دیگر، کوه‏‌های تالش در راستای پهنة کمانی پونتید خاوری- قفقاز کوچک هستند و در مرز شمالی زمین‏‌درز سوان- آکرا تا ازمیر – آنکارا- ارزینکن پدید آمده‏‌اند (Dilek et al., 2010; Rolland et al., 2012). این پهنه دربردارندة رویدادهای زمین‌پویا و ماگماتیسم مزوزوییک تا سنوزوییک در پی بسته‏‌شدن شاخة شمالی اقیانوس نئوتتیس است (Sosson et al., 2010). فازهای اصلی دگرریختی کوه‏‌های تالش هنگام الیگوسن آغازی، میوسن میانی و پلیوسن آغازی روی داده‌اند (Madanipour et al., 2018).

منطقة بررسی‌شده در بخش جنوبی پهنة کوهزایی تالش و در محدودة جغرافیایی طول 32″˚48 تا ″15˚49 خاوری و عرض جغرافیایی 31″˚37 تا ″48˚37 شمالی جای دارد (شکل 1). از دیدگاه تنوع سنگ‏‌شناختی و واحدهای چینه‏‌ای، منطقة تالش، دربردارندة رخنمون واحدهای گوناگونی از پالئوزوییک، مزوزوییک و سنوزوییک است. واحدهای پالئوزوییک (سیلورین- پرمین) دربردارندة سنگ‏‌های آهکی و آهکی- مارنی، سنگ‏‌های آتشفشانی آندزیتی تا بازیک و دگرگونه‏‌های ضعیف اسلیتی- فیلیتی هستند. واحدهای چینه‏‌شناسی تریاس در این منطقه گسترش چندانی ندارند؛ اما در ادامه، رسوب‌های آواری ژوراسیک پیشین (هم‌ارزِ سازند شمشک) پدید آمده‌اند. سازندهای آواری ژوراسیک پیشین در محیط ساحلی نزدیک به دریای باز نهشته شده‏‌اند و داشتن فونای اوراسیایی در آنها نشان‌دهندة پیوندداشتن این منطقه به اوراسیا پیش از زمان یادشده است (Clark et al., 1977; Berberian and King, 1981; Burtman, 1994).

امتداد فرایند‏‌های حوضه رسوبی در منطقة تالش با پیدایش آهک ریفی لار (محیط کم‏ژرفا) و سازند آواری شال (محیط پشت ریف) روی سازند شمشک شناخته می‏‌شود. در پایان ژوراسیک و آغاز کرتاسه (پیش از آلبین)، شرایط رسوب‏‌گذاری تغییر چندانی نداشته است و ویژگی‏‌های محیط نزدیک ساحل یا کم‏ژرفا را نشان می‏‌دهد. در میانة کرتاسه، در پی بالاآمدگی محور رشته‏‌کوه تالش، محیط دریایی در یال خاوری جای خود را به محیط دلتایی- ساحلی داده‌ است؛ اما محیط ریفی یال باختری به زندگی خود تا پایان کرتاسه ادامه داده است و سرانجام با کنگلومرای ضخیم‏‌لایه به سن مایستریشتین پوشیده شده است (Clark et al., 1977).

بخش بزرگی از منطقة تالش با واحدهای رسوبی، آتشفشانی- رسوبی و گدازه‏‌های بازیک کرتاسه پسین پوشیده شده است (شکل 1). نهشته‏‌های رسوبی کرتاسه دربردارندة واحدهای آهکی- سیلتی (شکل 2- A)، سنگ‏‌های آهکی با میان‏‌لایه‏‌های شیل و ماسه‏‌سنگ و واحدهای ماسه‏‌سنگ– کنگلومرا (شکل 2- B) هستند. افزون‌بر اینها، رخنمون گسترده‏‌ای از نهشته‏‌های آذرآواری کرتاسه پسین و گدازه‏‌های بازالتی دیده می‏‌شود که با دایک‏‌های فراوان بازالتی قطع شده‏‌اند (شکل 2- C). در بالاترین افق مجموعه سنگ‏‌های کرتاسه، ضخامت محدودی از گدازه‏‌های تراکیتی نیز دیده می‏‌شود. واحدهای آتشفشانی بررسی‌شده، در افق‏‌های گوناگون به‏‌صورت میان‏‌لایه‏‌های بازالتی همراه با رسوب‌های آذرآواری و رسوب‌های آهکی کرتاسة پسین دیده می‏‌شوند. بازالت‏‌ها هم به‏‌صورت بالشی (شکل 2- D) و هم توده‏‌ای (شکل 2- E) دیده می‌شوند. دایک‏‌ها (شکل 2- C) در ضخامت‏‌های کمتر از یک متر و تا بیش از دو متر دیده می‏‌شوند. همچنین، گاه با روند موازی تزریق شده‌اند و به‏‌صورت دسته دایک دیده می‌شوند. دایک‏‌ها نیز بیشتر ترکیب بازالتی دارند و گمان می‌رود تغذیه‏‌کنندة روانه‏‌های بازالتی هستند. همان‌گونه‌که در ادامه گفته می‏‌شود، سنگ‌های آتشفشانی گوناگونیِ شیمیایی دارند و دربرگیرندة بازالت‏‌های آلکالن درون‌صفحه‌ای و ساب‏‌آلکالن مرتبط با پهنة فرورانش هستند. بازالت‏‌های آلکالن (درون‌صفحه‌ای) به‏‌صورت واحدهای ماسیو و بالشی و میان‏‌لایه با واحدهای آهکی و آذرآواری‏‌ها (توف) هستند. در این سنگ‌ها نشانه‌هایی از فسیل‌هایی مانند اکینوییدهای Micraster sp. و Conulus sp. دیده می‌شوند که نشان‌دهندة سن فسیلی سنونین این آهک‏‌ها هستند. همچنین، سنگ‏‌های آهکی پایان کرتاسه (مایستریشتین) در منطقه نیز با فسیل‏‌هایی مانند Globotruncana Stuartiشناسایی شده‌اند (Clark et al., 1977). گاه بازالت‏‌های آلکالن به‏‌صورت دایک‏‌های درون واحدهای آذرآواری نیز دیده می‏‌شوند که در حقیقت، دایک‏‌های تغذیه‏‌کنندة میان‏‌لایه‏‌های آذرین مربوطه است. بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن بیشتر به‏‌صورت واحدهای ماسیو رخنمون دارند. این سنگ‏‌ها نیز به دو علت سن کرتاسه (پسین) دارند:

1- گاه دایک‏‌های مربوطه سکانس چینه‏‌شناسی کرتاسه را قطع کرده‏‌اند؛

2- نمونه‏‌برداری و تجزیة شیمیایی قلوه‏‌های آتشفشانی درون کنگلومرای پایان کرتاسه در منطقه، وجود بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن را نشان داده‌اند.

این ویژگی‌ها سن این سنگ‏‌ها را به کرتاسة پسین محدود می‌کنند.

شکل 2- رخنمون صحرایی واحدهای سنگ‏‌شناسی منطقة تالش. A) واحد آهکی کرتاسه (پسین) با رنگ روشن؛ B) واحد کنگلومرایی کرتاسه پسین؛ C) واحد آذرآواری که با دایک بازالتی قطع شده است؛ D) پیلولاوا یا گدازه بالشی بازالتی که قطر بالش‏‌ها تا 2 متر نیز می‏‌رسد؛ E) روانه بازالتی توده‏‌ای

روش انجام پژوهش

پس از چندین پیمایش‏ صحرایی، شمار نزدیک به 190 نمونه از سنگ‏‌های آتشفشانی و برخی واحدهای رسوبی همراه برداشت شدند. پس از ساخت مقطع و بررسی ویژگی‏‌های میکروسکوپی، شماری از نمونه‏‌های با دگرسانی کمتر برای بررسی شیمی سنگ کل و ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها برگزیده شدند. فرایند تهیه پودر نمونه‏‌ها با تنگستن کارباید انجام شد. پس از آن، تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌ها در آزمایشگاه دانشگاه ETH (سوییس) انجام شد.

اندازه‏‌گیری تمرکز عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی و کمیاب به روش XRF و با به‌کارگیری اسپکترومتر WDXRF, 2.4KV انجام شد. سپس تمرکز عنصرهای خاکی کمیاب و برخی دیگر از عنصرهای فرعی و کمیاب روی قرص‏‌های ذوب‏‌شده و با روش LA- ICP- MS اندازه‏‌گیری شدند. برای هر نمونه، سه نقطة جداگانه (با قطر 90 میکرون) از قرص آن و با شرایط طول زمان 1 دقیقه، دانسیته انرژی 15 ژول بر سانتیمتر مربع و فرکانس 12 هرتز تجزیه شدند و از آنها میانگین گرفته شد. تجزیة نقطه‏‌ای کانی‏‌ها به روش ریزکاوالکترونی یا میکروپروب (یا الکترون‌پروب میکروآنالیزر؛ EPMA) و با دستگاه JEOL 8200 Super probe در دانشگاه کالیفرنیای آمریکا (UCLA) انجام شد. این دستگاه 5 طیف‏‌سنج پرتوی ایکس WDS و یک طیف‏‌سنج پرتوی ایکس EDS دارد. تجزیة نقطه‏‌ای کانی‏‌ها در بازة زمانی تابش الکترونی 15 تا 20 ثانیه انجام شد. افزون‌براین، انرژی تابش الکترونی keV15 بوده است. کالیبراسیون EPMA برپایة کانی‏‌های استاندارد انجام شد. گفتنی است تجزیة نقطه‏‌ای کانی‏‌ها برای 4 نمونه از سنگ‏‌های بازالتی انجام شد که زمین‌شیمی سنگ کل آنها نیز به‌دست آمده است.

سنگ‏‌نگاری

جدای از سنگ‏‌های آذرآواری و توف‏‌ها، مابقی سنگ‏‌های ماگمایی منطقة تالش بیشتر از نوع آتشفشانی بازیک هستند. سنگ‏‌های نیمه‏‌نفوذی یا نیمه‌آتشفشانی و ترم‏‌های تحول‏‌یافته‏‌تر (مانند: تراکیت یا آندزیت) گسترش محدودی دارند. نمونه‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش از واحدهای بازالتی برداشت شده‌اند. این سنگ‏‌ها بافت‏‌های گوناگونی (مانند: میکرولیتی پورفیری، هیالوپورفیری، سری‏‌ایت، اینترسرتال و حفره‏‌دار یا بادامکی) هستند. از دیدگاه کانی‏‌شناسی نیز بازالت‏‌ها تنوع نشان می‌دهند.

برخی نمونه‏‌های بازالتی کلینوپیروکسن- فیریک هستند. برپایة ویژگی‌های شیمیایی که در ادامه آورده می‏‌شود، این گروه از سنگ‏‌ها بیشتر از گروه بازالت‏‌های آلکالن درون صفحه‌ای هستند. در این سنگ‏‌ها، کلینوپیروکسن فراوان‏‌ترین درشت‌بلور سنگ به‌شمار می‌روند (شکل‌های 3- A تا 3- C). بیشتر کلینوپیروکسن‏‌ها سالم و نیمه‌شکل‌دار تا کمابیش شکل‌دار هستند. اندازة درشت‏‌بلورهای کلینوپیروکسن گاه تا 4 میلیمتر نیز می‏‌رسد؛ اما بیشتر آنها از 2 میلیمتر کوچک‌تر هستند (شکل‌های 3- A تا 3- C). همچنین، گاه میانبارهایی از پلاژیوکلاز درون کلینوپیروکسن دیده می‏‌شوند (شکل 3- B). این پدیده چه‌بسا پیامد تبلور پلاژیوکلاز پیش از کلینوپیروکسن یا رشد پرشتاب‏‌تر کلینوپیروکسن نسبت به پلاژیوکلاز و تفاوت در نرخ هسته‏‌گذاری و رشد بلورها باشد (Vernon, 2008). گاه در زیر میکروسکوپ، در کلینوپیروکسن‏‌ها منطقه‏‌بندی دیده می‌شود (شکل 3- C). همچنین، گاه گردهم‌آمدن درشت‏‌بلورهای کلینوپیروکسن در کنار یدیگر پیدایش بافت گلومروپورفیری را به دنبال داشته است (شکل 3- D). در زمینة این سنگ‏‌ها نیز کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز دو کانی فراوان هستند. کانی‏‌های کدر (اکسیدهای آهن- تیتانیم) فاز فرعی معمول در این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. در برخی نمونه‏‌ها، کانی‏‌های کدر چه به‏‌صورت میکروفنوکریست‏‌های بی‏‌شکل و چه به‏‌صورت بلورهای بسیار ریز زمینه، فراوانی مودال چشمگیری دارند و چه‌بسا فراوانی آنها به بیشتر از 10 درصد مودال نیز برسد. در صورت دگرسانی، کلینوپیروکسن‏‌ها کلریتی و پلاژیوکلازها نیز سریسیتی، کلریتی و اپیدوتی شده‏‌اند.

شکل 3- ویژگی‌های میکروسکوپی (در XPL) سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش. A) درشت‏‌بلورهای کلینوپیروکسن در نمونه‏‌های بازالتی کلینوپیروکسن- فیریک؛ B) درشت‏‌بلورهای کلینوپیروکسن و میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز در بازالت‏‌های با بافت سری‏‌ایت. اندازه کلینوپیروکسن‏‌ها بزرگ‌تر است و میانبارهایی از پلاژیوکلاز دارند؛ C) درشت‏‌بلور کلینوپیروکسن با منطقه‏‌بندی در زمینه‌ای با بافت اینترسرتال؛ D) بافت گلومروپورفیری در بازالت‏‌های کلینوپیروکسن- فیریک؛ E) درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز و بافت میکرولیتی پورفیری در بازالت‏‌های پلاژیوکلاز- فیریک (ریزبلورهای کلینوپیروکسن و میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز از کانی‏‌های زمینه سنگ هستند)؛ F) بافت سری‏‌ایت در بازالت‏‌های پلاژیوکلاز- فیریک (در این سنگ‏‌ها بلورهای پلاژیوکلاز بیشترین فراوانی را نشان می‌دهند)

در برخی نمونه‏‌های بازالتی دیگر، درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز فراوان‏‌تر هستند (پلاژیوکلاز- فیریک) و گاه فراوانی مودال پلاژیوکلاز تا 50 درصدحجمی نیز می‏‌رسد. این گروه از سنگ‏‌ها از دیدگاه شیمیایی بیشتر سرشت کالک‌آلکالن نشان می‏‌دهند. در این سنگ‏‌ها، پلاژیوکلاز چه به شکل درشت‏‌بلور و چه ریزبلورهای زمینه، فراوان‌ترین فاز است (شکل‌های 3- E و 3- F). کانی‏‌های فرومنیزین (مانند: کلینوپیروکسن) چه‌بسا به‏‌صورت میکروفنوکریست با فروانی کم (شکل 3- F) و یا محدود به ریزبلورهای زمینه سنگ باشند (شکل 3- E). اندازة درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز گاه از یک سانتیمتر هم فراتر می‏‌رود؛ اما در بیشتر نمونه‏‌ها کوچک‌تر از 3 میلیمتر است. این کانی بیشتر نیمه‌شکل‌دار تا کمابیش شکل‌دار است. ماکل تکراری در پلاژیوکلازها معمول است (شکل‌های 3- E و 3- F). دگرسانی در برخی نمونه‏‌ها بسیار گسترش یافته است و فازهای نخستین را کاملاً تحت‌تأثیر قرار داده است؛ به‌گونه‌ای‌که تنها قالبی از کانی‏‌های نخستین به‌جای‌ مانده است که با کلسیت، کلریت و سیلیس پر شده است. سریسیت، کلسیت و گاه کلریت از کانی‌های ثانویه پدیدآمده از دگرسانی پلاژیوکلازها هستند. کلینوپیروکسن‏‌ها نیز در صورت دگرسانی، بیشتر با کلریت جایگزین شده‏‌اند.

زمین‌شیمی

شیمی کانی‌ها

داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونیِ کانی‏‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند.

جدول 1- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونیِ کلینوپیروکسن‏‌ به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 6 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Mg#=100*Mg/(Mg+Fe²⁺)؛ R: حاشیه؛ C؛ مرکز؛ M؛ بخش میان مرکز تا حاشیه؛ Mat: زمینه؛ A.B: بازالت آلکالن؛ S.B: بازالت ساب‌آلکالن؛ Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت) (کم‏‌بودن مجموع (Total) در برخی نقطه‌های تجزیه‌شده چه‌بسا پیامد دگرسانی است)

جدول 2- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونیِ پلاژیوکلاز به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 8 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی (Ab: آلبیت؛ An: آنورتیت؛ Or: ارتوکلاز؛ Mic: میکرولیت؛ Inc؛ میانبار درون کانی‌های دیگر؛ Mat: ریزبلورهای زمینه؛ S.B: بازالت ساب‏‌آلکالن؛ A.B: بازالت آلکالن)

الف- کلینوپیروکسن: همة کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده در دستة پیروکسن‏‌های آهن- منیزیم- کلسیم‏‌دار (Quad) چای می‏‌گیرند. برپایة نمودار رده‏‌بندی پیروکسن‏‌ها (Morimoto et al., 1988)، همة کلینوپیروکسن‏‌های تجزیه‌شده در بازة اوژیت تا دیوپسید جای گرفته‏‌اند (شکل 4- A). مقدار Na₂O، Al₂O₃ و TiO₂ در کلینوپیروکسن‏‌ها به‌ترتیب برابربا 37/0- 09/0، 41/4- 01/1 و 21/1- 11/0 درصدوزنی است. از سوی دیگر، مقدار MgO و FeO نیز به‌ترتیب برابربا 45/18- 75/13 و 21/12- 81/2 درصدوزنی و Mg# (100*Mg/(Mg+Fe²⁺)) برابربا 15/68 تا 94/93 است. ترکیب کلی کلینوپیروکسن‏‌ها به‏‌صورت Wo_37.3-45.3Fs_4.5-20.7En_40.3-51است.

برپایة سرشت آتشفشانی سنگ‏‌ها و امکان تغییر شرایط فیزیکی و شیمیایی در هنگام رشد بلور، تغییر شیمیایی درشت‏‌بلورها از مرکز به حاشیه پدیدة معمولی است. ازاین‌رو، در اینجا در بلورهای کلینوپیروکسن این پدیده بررسی شده است.

شکل 4- A) ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها در نمودار سه‌تایی ولاستونیت (Wo)، انستاتیت (En)، فروسیلیت (Fs) (Morimoto et al., 1988)؛ B) نمودار رده‏‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1992)

همان‌گونه که در شکل 5 دیده می‏‌شود جایگاه نقاط تجزیه‌شده در بخش‏‌های مختلف بلورهای کلینوپیروکسن یکی از نمونه‏‌ها (نمونة AT34) و تغییرات ترکیب شیمیایی آنها نمایش داده شد‌ه‌اند. ترکیب شیمیایی نقاط مختلف در جدول 1 دیده می‌شود. درکل، در سه درشت‏‌بلور نمایش‌داده‌شده (درشت‏‌بلورهای CPX1، CPX2 و CPX3)، مقدار SiO₂، CaO، Mg#، Cr₂O₃ و MgO از مرکز به‌سوی حاشیه بلورها روند کاهشی دارد؛ اما مقدار FeO، TiO₂، MnO و Na₂O روند افزایشی نشان می‌دهد. برپایة سرشت سازگاری/ناسازگاری عنصرهای یادشده و میزان گرایش آنها برای افزوده‌شدن به ساختار کلینوپیروکسن (برای نمونه، روند کاهشی Mg# و Cr و یا روند افزایشی Fe و Na به‌سوی حاشیه بلور)، منطقه‏‌بندی عادی در بلور کلینوپیروکسن دیده می‏‌شود. این تغییرات شیمیایی از مرکز به حاشیه بلور با تغییرات شیمیایی قابل انتظار در یک مذاب در حال تحول همخوانی دارد که در پی فرایندهای تفریق زمین‌شیمیایی مانند تبلوربخشی در آشیانه‌ای ماگمایی رخ می‏‌دهد. به گفتة دیگر، این نکته نشان‏‌دهندة تحولات شیمیایی مذاب در شرایط فیزیکی و شیمیایی کمابیش پایدار است. همچنین، شکل 6 تغییرات شیمیایی در یکی دیگر از نمونه‏‌ها (نمونة AT19) را نشان می‌دهد که درشت‏‌بلور کلینوپیروکسن آن به‏‌صورت تقریبی از مرکز به حاشیه تجزیة نقطه‏‌ای شده‌ است.

ب- پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز از دیگر کانی‏‌های اصلی در بازالت‏‌های منطقه است. در برخی نمونه‏‌ها این کانی به‏‌صورت درشت‏‌بلور اصلی پدیدار شده است و در برخی نمونه‏‌های دیگر، به میکرولیت‏‌های زمینة سنگ محدود است. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة پلاژیوکلازها در جدول 2 نمایش داده شده‌اند. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها از دیدگاه سه سازندة پایانیِ آنورتیت (An)، آلبیت (Ab) و اورتوکلاز (Or) به‌ترتیب به‏‌صورت 19/40 تا 17/85، 05/14 تا 25/56 و 77/0 تا 07/4 درصد است. برپایة نمودار رده‏‌بندی فلدسپارها، ترکیب کلی پلاژیوکلازها در بازة لابرادوریت تا بیتونیت جای می‏‌گیرد (شکل 4- B). شمار اندکی از نقاط نیز در محدوده آندزین جای گرفته‏‌اند. برپایة ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری (که پیشتر گفته شدند) و نیز داده‏‌های شیمیایی سنگ کل (که در ادامه آمده‌اند)، همة سنگ‏‌هایی که تجزیة نقطه‏‌ای شده‌اند سرشت بازیک دارند. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها نیز با این ویژگی همخوانی دارد. دربارة پلاژیوکلازها (جدول 2) نیز از موقعیت مرکز به حاشیه، درصد آنورتیت پلاژیوکلاز نقطه‌های تجزیه‌شده کاهش می‏‌یابد. این ویژگی بیشتر نشان‏‌دهندة منطقه‏‌بندی عادی در بلورهای پلاژیوکلاز است.

شکل 5- جایگاه نقاط تجزیه‌شده در بخش‏‌های مختلف بلورهای کلینوپیروکسن و تغییرات ترکیب شیمیایی آنها در یکی از نمونه‏‌ها (نمونة AT34). ترکیب شیمیایی در جدول 1 آمده است. در این نمودارها، تغییرات شیمیایی نقاط در سه درشت‏‌بلور کلینوپیروکسن CPX1، CPX2 و CPX3 نمایش داده شده است.

شکل 6- جایگاه نقاط تجزیه‌شده (نقطه‌های 25، 26 و 27) در درشت‏‌بلور کلینوپیروکسن در یکی دیگر از نمونه‏‌ها (نمونة AT19). ترکیب شیمیایی در جدول 1 آمده است. در این نمودارها، تغییرات شیمیایی این نقاط نسبت به یکدیگر نمایش داده شده است.

شیمی سنگ کل

ترکیب شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌ها در جدول 3 آورده شده است. این داده‌ها برای به نمونه‏‌هایی هستند که داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة کانی‏‌های آنها بحث شده‌اند.

الف- عنصرهای اصلی

 برپایة مقادیر بدون آب، تغییرات SiO₂ نمونه‏‌ها برابربا 2/45 تا 7/53 درصدوزنی است. همان‌گونه که در شکل 7- A دیده می‏‌شود، ترکیب نمونه‏‌ها در محدودة سنگ‏‌های بازالتی است. البته نمونه‏‌ها دو طیف شیمیایی مختلف را نشان می‏‌دهند. برخی از آنها در محدوده بازالت‏‌های آلکالن و برخی نیز در محدوده بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند. زمین‌شیمی عنصرهای اصلی و فرعی نمونه‏‌ها، بازتابی از تفاوت این دو گروه از سنگ‏‌های بازالتی منطقه است. از دیدگاه ترکیب عنصرهای اصلی، بازالت‏‌های آلکالن با مقدار بالاتر TiO₂ (7/1 تا 8/2 درصدوزنی)، FeO_T (9 تا 5/12 درصدوزنی) و مجموع عنصرهای آلکالن (8/4 تا 3/8 درصدوزنی) از بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن شناخته و جدا می‏‌شوند. در بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن، TiO₂، FeO_T و Na₂O+K₂O به‌ترتیب برابربا 1تا 65/1، 7/7 تا 4/10 و 6/3 تا 6/5 درصدوزنی هستند. ازآنجایی‌که تمرکز آهن (FeO_T) در نمونه‏‌های آلکالن بالاتر است، مقدار Mg# [MgO*100)/(MgO+FeO_T))] در این گروه از سنگ‏‌ها از بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن کمتر است. مقدارMg# در بازالت‏‌های آلکالن برابربا 2/40- 3/30 و در بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن برابربا 59- 7/46 است.

جدول 3- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌های منطقة تالش به روش‏‌های XRF و LA-ICP-MS. (Mg#=MgO*100/(MgO+FeO_T)؛ b.d: کمتر از آستانة آشکارسازی؛ SA: ساب‏‌آلکالن؛ A: آلکالن؛ Cpx- Ph: کلینوپیروکسن- فیریک؛ Pl- Ph: پلاژیوکلاز- فیریک)

ب- عنصرهای کمیاب

همان‌گونه‌که انتظار می‌رود، زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب در بازالت‏‌های آلکالن و ساب‏‌آلکالن بررسی‌شده کاملاً متمایز است (شکل‌های 7- B و 7- C). در شکل 7- B، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بازالت‏‌های آلکالن شیب (منفی) بیشتری دارد و نسبت به گروه دیگر بازالت‏‌ها جدایش‌یافته‏‌تر است. در بازالت‏‌های آلکالن، مقدار نسبت‏‌های La_n/Yb_n و Sm_n/Yb_n به‌ترتیب برابربا 5/20 تا 6/18 و 4 تا 7/3 است. در بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن این نسبت‏‌ها کمتر است؛ به‌گونه‌ای‌که در این گروه، نسبت‏‌های La_n/Yb_n و Sm_n/Yb_n به‌ترتیب برابربا 3/7 تا 8/3 و 2/2 تا 2 است. شکل متفاوت الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده در این دو گروه از بازالت‏‌ها بی‌گمان پیامد تفاوت خاستگاه گوشته‏‌های آنهاست (Aldanmaz et al., 2007; Dilek et al., 2010). نمودار عنکبوتی نمونه‏‌ها در شکل 7- C نشان داده شده است. بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن (کالک‏‌آلکالن) با تهی‏‌شدگی آشکارا از عنصرهای با قدرت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb و Ta) از گروه دیگر شناخته و جدا می‏‌شوند. افزون‌براین، این گروه از سنگ‏‌ها، غنی‏‌شدگی نسبی از عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ یا LILE (مانند: Rb، K و Ba) نشان می‏‌دهند. تهی‏‌شدگی عنصرهای HFS و غنی شدگی عنصرهای LIL نشان‏‌دهندة ذوب خاستگاه گوشته‏‌ای متأثر از سیال‌هایِ بالای صفحة فرورانده است و از ویژگی‌های مذاب‏‌های پهنه‌های فرورانشی دانسته می‏‌شود (Woodhead et al., 1993; Green, 1994; Ewart et al., 1998).

شکل 7– نمودارهای شیمیایی سنگ‏‌های بازالتی منطقة تالش که برپایة شیمی سنگ کل رسم شده‏‌اند. A) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/Ti برای رده‏‌بندی سنگ‏‌های آتشفشانی (Pearce, 1996)؛ B) الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت؛ C) نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (ترکیب کندریت، گوشته اولیه و بازالت‏‌های جزایر اقیانوسی (OIB) در شکل‏‌های B و C از Sun و McDonough (1989) برگرفته شده‌اند) (WPA: بازالت‏‌های آلکالن درون‏‌صفحه‏‌ای؛ WPT: بازالت‏‌های تولیی‏‌ایتی درون‏‌صفحه‏‌ای؛ MORB: بازالت‏‌های پشتة میان‌اقیانوسی؛ VAB: بازالت‏‌های کمان آتشفشانی)

از سوی دیگر، بازالت‏‌های آلکالن تهی‏‌شدگی نسبی از عنصرهای HFS ندارند و تمرکز کلی عنصرهای ناسازگار در آنها بیشتر از بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن است (شکل 7- C). این ویژگی نشان‏‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‌شده برای بازالت‏‌های آلکالن است (Wang et al., 2007; Saccani et al., 2013). شاید گمان می‌رود تفاوت بازالت‏‌های منطقه از دیدگاه تهی‌شدگی HFSE پیامد آلایش پوسته‏‌ای گروهی از بازالت‏‌ها (بازالت‏‌های ساب‌آلکالن) باشد؛ اما چنین فرضی نادرست است؛ زیرا بازالت‏‌های آلکالن و ساب‏‌آلکالن منطقه، هم از دیدگاه شیمی عنصرهای اصلی و هم عنصرهای کمیاب (مانند شکل الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و نسبت عنصرهای کمیاب) با هم کاملاً تفاوت دارند. در شکل‏‌های 7- B و 7- C، ترکیب نمونه‏‌ها با بازالتِ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) مقایسه شده است. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، شیمی بازالت‏‌های آلکالن منطقة تالش همانند ترکیب OIB است. ازاین‌رو، برپایة شیمی عنصرهای کمیاب، نمونه‏‌های بازالتی منطقة تالش از دو خاستگاه گوشته‏‌ای متفاوت خاستگاه گرفته‏‌اند؛ یک گوشته غنی‌شده همانند خاستگاه OIB برای بازالت‏‌های آلکالن و یک گوشته تهی‏‌شده‏‌تر برای بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن. تفاوت در ترکیب خاستگاه گوشته‏‌ای به‌طور منطقی چه‌بسا پیامد فرایندهای تحول گوشته در خاستگاه‏‌های متفاوت زمین‌ساختی است (Zhang et al., 2008; Saccani, 2015).

بحث

الف- دما- فشارسنجی

برپایة ترکیب کانی‏‌شناسی سنگ و سرشت آن، دما- فشارسنج‏‌های گوناگونی در دسترس است. بیشتر سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش ترکیب بازیک دارند و کانی‌شناسی معمول آنها Cpx+Pl+Opq±Ol است. ازاین‌رو، دما- فشارسنج‏‌هایی که برپایة هر یک از این کانی‏‌ها و یا جفت کانی‏‌هایِ سیستم‏‌های آذرین و به‌ویژه سنگ‏‌های آتشفشانی پیشنهاد شده‌اند، برای این سنگ‏‌ها کاربردی هستند.

الف- 1- دما- فشارسنجی به روش Soesoo (1997): این روش برپایة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن پیشنهاد شده است و برپایة به‌دست‌آوردن دو فاکتور X_m و Y_m است. برآورد این فاکتورها به‏‌صورت زیر است که در آنها تقریباً همة عنصرهای اصلی سازندة کلینوپیروکسن دخالت دارند:

15Xm= -0.178SiO2+0.234 TiO2+0.211 Al2O3+0.307 Cr2O3-0.562 FeOtot-0.599 MnO+0.056 MgO+0.373 CaO-0.102 Na2O">

15Ym=0.562 SiO2+0.212 TiO2+0.259 Al2O3+0.211 Cr2O3+0.027 FeOtot-0.172MnO+0.522 MgO-0.481 CaO+0.05 Na2O">

از برتری‏‌های روش یادشده اینست که برای پیروکسن‏‌های Fe-Ca-Mg دار و Fe-Mg دار گوناگون کاربرد دارد. از سوی دیگر، به حضور هر دو نوع پیروکسن نیازی نیست. این دما- فشارسنج در بازة دمایی 1100 تا 1300 درجه سانتیگراد و فشار 0 تا 20 کیلوبار کاربرد دارد. در شکل 8، دما- فشارسنجی کلینوپیروکسن به این روش نمایش داده شده است. در نمودار دماسنجی (شکل 8- A) دمای تعادل بلورهای کلینوپیروکسن در بازة 1100 تا 1200 درجه سانتیگراد به‏‌دست آمده است. گمان می‌رود این بازة دمایی برای تبلور و تعادل بلورهای کلینوپیروکسن با یک مذاب بازالتی منطقی باشد. در نمودار فشارسنجی (شکل 8- B) نیز بازة تقریبی فشار برای نمونه‏‌های گوناگون برابربا کمتر از 2 کیلوبار تا نزدیک‌به 5 کیلوبار به‏‌دست آمده است. گفتنی است در این روش دما- فشارسنجی، تفاوت دما- فشاری درشت‏‌بلورها و بلورهای زمینة سنگ کمابیش به‌خوبی از هم متمایز شده است؛ به‌گونه‌ای‌که دما و فشار به‌دست‌آمده برای بلورهای زمینه سنگ (نمونة AT79) از درشت‏‌بلورها (نمونه‏‌های AT8 و AT34) کمتر است. دما و فشار برای بلورهای زمینه به‌ترتیب در بازة 1100 تا 1150 درجه سانتیگراد و کمتر از 2 کیلوبار است؛ اما برای درشت‏‌بلورها، دما و فشار بالاتری (به‌ترتیب برابربا 1150 تا 1200 درجه سانتیگراد و 2 تا 5 کیلوبار) به‏‌دست‏‌ آمده است.

شکل 8- نمودارهای دما- فشارسنجی برپایة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش (Soesoo, 1997)؛ A) نمودار دماسنجی که در آن دمای تعادل بلورهای کلینوپیروکسن که در بازة 1100 تا 1200 درجه سانتیگراد به‏‌دست می‏‌آید؛ B) نمودار فشارسنجی که بازة تقریبی فشارِ برابربا کمتر از 2 تا نزدیک‌به 5 کیلوبار را برای تعادل بلورهای کلینوپیروکسن نشان می‏‌دهد.

الف- 2: دما - فشارسنجی برپایة تعادل کلینوپیروکسن- مذاب: روش‏‌های دما- فشارسنجی برپایة تعادل کلینوپیروکسن- مذاب (Putirka, 1999; Putirka et al., 2003; Putirka, 2008) برپایة شیمی کانی و مذاب همزیست با آن هستند. در حقیقت، افزون‌بر تجزیة نقطه‏‌ای کانی، ترکیب شیمیایی مذاب در تعادل با کانی یادشده را نیز باید به‏‌دست آورد. ترکیب این مذاب از تجزیة شیمیایی سنگ کل، تجزیة بخش شیشه‏‌ای یا زمینة کانی‏‌ها، و یا میانبار‏‌های مذاب به‏‌دست آورده می‌شود. در هنگام به‌کارگیری ترکیب شیمیایی سنگ کل، هر اندازه درصد فراوانی درشت‏‌بلور‏‌ها کمتر باشد پاسخ دقیق‏‌تر خواهد بود؛ هرچند اگر درصد درشت‏‌بلور‏‌های سنگ چشمگیر باشد، برای حذف اثر آنها باید تصحیحاتی در شیمی سنگ کل انجام داد. در این پژوهش، شیمی مذاب برپایة ترکیب سنگ کل (جدول 3) و با تصحیح اثر انباشتگی درشت‏‌بلورها به‌دست‌ آورده شده است. پیش‏‌نیاز مهم برای به کارگیری روش‏‌هایی که برپایة جفت بلور- مذاب هستند، بررسی شرایط تعادل میان بلور و مذاب همزیست با آن است. برای بررسی این نکته یکی از راهکارها، بررسی ویژگی‌های بافتی است. برای نمونه، شکل‌داربودن بلورها چه‌بسا بازتابی از تعادل با مذاب است؛ اما دربرابر آن، خلیج‏‌خوردگی یا بافت‏‌های غربالی چه‌بسا نبود تعادل کانی با مذاب میزبان را نشان می‌دهند. افزون‌براین، برای برآورد دما- فشار، بررسی ترکیب شیمیایی در حاشیة درشت‏‌بلورها گزینة بهتری است؛ اما دربارة ریزبلور‏‌های زمینة سنگ که در تعادل (در پی نرخ بالای سردشدگی) نبوده‌اند، شاید پاسخ پذیرفتنی به‌دست آورده نشود. روش دیگر دریافتن تعادل شیمیایی میان کانی و مذاب، به‌کارگیری ضریب توزیع آهن و منیزیم میان آنهاست (lnKD=-0.107-1719/T(K)) که برپایة آن، مقدار 08/0± 08/28 نشان‏‌دهندة محدودة تعادلی است (Putirka, 2008). مقدار KD به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌ها برابربا 24/0 تا 28/0 است که نشان می‏‌دهد شرایط نسبی تعادل کانی- مذاب فراهم بوده است. در اینجا دما- فشارسنجی برپایة تعادل کانی- مذاب به روش‏‌های گوناگون انجام شده است (Putirka et al., 1996; Putirka et al., 2003; Putirka, 2008) که چکیده نتایج آن در جدول 4 آورده شده است. رابطه‌های به‌کاربرده‌شده برای دما- فشارسنجی نیز در جدول 5 نمایش داده شده‏‌اند. همان‌گونه که در جدول 4 دیده می‏‌شود، فشارسنجی برپایة هفت روش گوناگون انجام شده است. در نمونة AT8، شمار نقاط کم است و پراکندگی داده‌ها نیز بسیار است. ازاین‌رو، چندان نمی‏‌توان آنها را بحث کرد. اگرچه دربارة همین نمونه نیز بیشتر نتایج به‌دست‌آمده با نتایج به‌دست‌آمده از شکل 8- B همخوانی دارند. در نمونة AT79 که بلورهای تجزیه‌شده مربوط به زمینة سنگ هستند و به‌طور منطقی انتظار می‏‌رود نتایج فشارسنجی بالایی نداشته باشند. نتایج به‌دست‌آمده در بازة کمتر از 2 کیلوبار هستند و همخوانی بسیار خوبی با شکل 8- B دارند. در دو نمونة دیگر (AT19 و AT34)، نقاط تجزیه‌شده از درشت‏‌بلور‏‌ها هستند (شکل‏‌های 5 و 6). در نمونة AT19 دامنة فشارهای به‏‌دست‌آمده از کمتر از 1 تا بیشتر از 4 کیلوبار است؛ اما بیشتر داده‏‌هایِ به‌دست‌آمده برای حاشیه کانی (که تعادل آن با مذاب میزبان محتمل‏‌تر است) کمتر از 5/2 کیلوبار هستند. دربارة نمونة AT34، نتایج فشارسنجی در بازة کمتر از 1 تا 8 کیلوبار هستند. در اینباره نیز بررسی نقاط تجزیه‌شدة حاشیه درشت‏‌بلور‏‌ها نشان می‌دهد بیشتر داده‌ها در بازة 5/2 تا 6 کیلوبار جای می‏‌گیرند. در این دو نمونه نیز داده‌های فشارسنجی به‏‌دست‌آمده از ترکیب کلینوپیروکسن (شکل 8- B) با نتایج به‏‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگون تعادل کانی- مذاب همخوانی خوبی با یکدیگر دارند. داده‌های دماسنجی نیز با پنج روش گوناگون به‏‌دست آمده‌اند (Putirka et al., 1996; Putirka et al., 2003; Putirka, 2008). بیشتر دماهای به‏‌دست‌آمده در نمونه‏‌های گوناگون در بازة 1000 تا 1200 درجه سانتیگراد هستند و در این موارد نیز داده‌های به‏‌دست‌آمده از ترکیب کلینوپیروکسن (شکل 8- A) با داده‌های به‏‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگونِ تعادل کانی- مذاب قابل قیاس هستند.

جدول 4- گزیده‌ای از داده‌های دما- فشارسنجی به‌دست‌آمده برپایة تعادل کانی- مذاب به روش‏‌های گوناگون (منابع مربوط به روش‏‌های گوناگون در پایین جدول آورده شده‌اند. رابطه‌های به‌کاررفته در محاسبه‌ها نیز در جدول 5 دیده می‌شود. جایگاه برخی نقاط از دیدگاه موقعیت آن (حاشیه یا مرکز بلور) در شکل‏‌های 5 و 6 نمایش داده شده است. دربارة نقاطی که در جدول 4 مجموع (Total) آنها از 99 درصد کمتر است، به‌علت امکان خطای احتمالی، دمافشارسنجی انجام نشده است)

* The values below 1 refer to those which the results were too low (negative!)

** Numbers in Bold: Analyzed points from mineral rim.

References: [1]: (Putirka et al., 1996); [2]: (Putirka et al., 2003); [3]: (Putirka, 2008), Eqn. 30; [4]: (Putirka, 2008), Eqn. 31; [5]: (Putirka, 2008), Eqn. 32a; [6]: (Putirka, 2008), Eqn. 32b; [7]: (Putirka, 2008), Eqn. 32c; [8]: (Putirka, 2008), Eqn. 32d; [9]: (Putirka, 2008), Eqn. 33; [10]:(Putirka, 2008), Eqn. 34; [11]: (Putirka et al., 2003); [12]: (Putirka et al., 1996)

جدول 5- روابط دما- فشارسنجی گوناگون برپایة تعادل کانی- مذاب که در دما- فشارسنجی (جدول 4) به‌کار برده شدند (منابع مربوط مربوط به هر روش در پایان جدول 4 آورده شده‌اند. در جدول زیر P، T و K به‌ترتیب همان فشار و دما و درجه کلوین هستند. Liq نیز همان میزان عنصر در مذاب و Jd، DiHd و EnFs سازنده‏‌های پایانی کلینوپیروکسن هستند. رابطه‌های 1 تا 7 برای فشارسنجی و رابطه‌های 8 تا 12 برای دماسنجی به‌کار برده شدند)

الف- 3- تفسیر داده‌های دما- فشارسنجی: اگر داده‌های به‌دست‌آمده از روش‏‌های مختلف دما- فشارسنجی بررسی و با هم مقایسه شوند این‌گونه تفسیر می‌شوند که:

1- همان‌گونه که در جدول 4 دیده می‏‌شود، داده‌های فشارسنجی و دماسنجی به‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگون برپایة تعادل کانی- مذاب با یکدیگر همخوانی پذیرفتنی نشان می‌دهند؛

2- داده‌های دما- فشارسنجی برپایة ترکیب بلور کلینوپیروکسن (Soesoo, 1997) (شکل 8) با داده‌های به‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگون تعادل کانی- مذاب (جدول 4) همخوانی خوبی دارند؛ مانند نمونة AT19 که در شکل 8 فشارهای کمتر از 5/2 کیلوبار را نشان می‏‌دهد. در جدول 4 نیز نتایج فشارسنجی این نمونه بیشتر نشان‏‌دهندة فشارهای کم (کمتر از 5/2 کیلوبار) است. در نمونة AT34 نیز نتایج فشارسنجی به‌دست‌آمده از دو روش یادشده نزدیکیِ پذیرفتنی با یکدیگر دارند و بیشتر آنها بازة فشاری برابربا 5/2 تا 6 کیلوبار را نشان می‏‌دهند. در نمونه‏‌های AT8 و AT79 نیز داده‌های به‌دست‌آمده مشابهت پذیرفتنی با یکدیگر دارند؛

3- طیف داده‌های دماسنجی که دمای تبلور و تعادل کلینوپیروکسن با یک مذاب بازالتی را نشان می‌دهد منطقی و پذیرفتنی است (Sisson and Grove, 1993)؛

4- برپایة داده‏‌های فشارسنجی، برآورد ژرفای تبلور/تعادل کانی یا ژرفای آشیانه‌های ماگمایی امکان‏‌پذیر است. با فرض میانگین چگالی نزدیک‌به 8/2 گرم بر سانتیمتر مکعب برای پوستة قاره‏‌ای، هر کیلوبار فشار برابربا ضخامتی نزدیک‌به 7/3 کیلومتر است. ازاین‌رو، تبلور برخی بلورها که فشار کمتر از 5/2 کیلوبار را نشان می‏‌دهند (نمونه‏‌های AT19 و AT79) در ژرفای کمتر از 10 کیلومتر روی داده است. این ویژگی نشان‏‌دهندة آشیانه‌های ماگمایی کم‌ژرفا در پوستة بالایی است. از سوی دیگر، برای برخی بلورهای دیگر که فشار بالاتری (برابربا 5/2 تا 6 کیلوبار) نشان می‏‌دهند (نمونه‏‌های AT8 و AT34)، ژرفا نزدیک‌به 10 تا 22 کیلومتر دانسته می‌شود. در کل، در پوستة قاره‏‌ای با ژرفای کمتر از 10- 15 کیلومتر برای پوستة بالایی، ژرفای 10- 15 تا 20- 25 کیلومتر برای پوستة میانی و ژرفای بیش از 20- 25 کیلومتر برای پوستة زیرین (Rudnick and Fountain, 1995)، ژرفای آشیانه‌های ماگمایی و تبلور کلینوپیروکسن در سنگ‏‌های بازالتی منطقة تالش به پوستة میانی تا بالایی مربوط است. ژرفای آشیانه‌های ماگمایی چه‌بسا با سن، ستبرا و ساختار پوسته و تنش‌های حاکم بر پوسته ارتباط دارد. آشیانه‌های ماگمایی کم‌ژرفا (ژرفای کمتر از 5 کیلومتر) در پوسته‏‌های جوان‏‌تر (ترشیری)، پوسته‏‌های نازک‏‌تر (ضخامت پوسته کمتر از 25 کیلومتر) و نیز رژیم‏‌های کششی معمول‏‌تر هستند (Chaussard and Amelung, 2014). البته دربارة منطقة تالش که ماگماتیسم یادشده به سن کرتاسه پسین است، با توجه به ژرفاهای گوناگون به‏‌دست‌آمده که از کمابیش ژرف تا کم‏ژرفا (پوستة میانی تا پوستة بالایی) هستند، نمی‏‌توان نظر دقیقی داشت.

ب- هیگرومتری (برآورد آب ماگما)

در سنگ‏‌های بازالتی، کانی‏‌های الیوین، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن اگرچه کانی‏‌های بی‏‌آب به‌شمار می‌روند، اما مقدار چشمگیری از H⁺ در شرایط گوشته بالایی را در خود دارند و چه‌بسا مخزن مهمی برای آب در زمین سیلیکاته دانسته می‏‌شوند (O'Leary et al., 2010). داده‏‌های آزمایشگاهی نشان می‏‌دهند توزیع H⁺ میان کلینوپیروکسن و مذاب بازالتی همخوانی قوی با تمرکز Al³⁺ در کوردینانس4 دارد. به گفته دیگر، جانشینی همزمان H⁺ و ^IVAl³⁺ به جای Si⁴⁺ امکان به‌دست‌آوردن ضریب توزیع آب میان مذاب و کلینوپیروکسن را فراهم می‏‌کند و به‌دنبال آن، برآورد آب ماگما با کلینوپیروکسن امکان‏‌پذیر می‌شود (O'Leary et al., 2010; Weis et al., 2015). ازاین‌رو، ترکیب کلینوپیروکسن افزون‌بر دما- فشارسنجی، برای به‌دست‌آوردن مقدار آب ماگما نیز کاربرد دارد. یکی از رابطه‌هایی که برای برآورد مقدار آب ماگما به‌کار برده می‌شود به‏‌صورت زیر است (Armienti et al., 2013):

15wt % H2O=aDiHd+bEnFs+cCaTs+dJd+eCaTi+fP+gT-1k">

a=19.45; b=- 0.62; c=8.39; d=49.33; e=- 86.02; f=- 0.37; g- 0.37; k=3.92

در رابطه بالا، P و T (فشار و دما) از ستون [6] و [8] جدول 4 (Putirka, 2008) جایگزین شده‌اند. همچنین، مؤلفه‏‌های مختلف ترکیب کلینوپیروکسن و داده‌های هیگرومتری در جدول 6 آورده شده‌اند. خطای میانگین این روش در برآورد درصد آب برابربا % 5/0± است. در نمونه‏‌های AT8 و AT19، هیگرومتری نشان‏‌دهندة میانگین درصد آب کمتر (70/2 تا 97/2 درصدوزنی) است؛ اما دو نمونة دیگر (AT34 و AT79) درصد آب بیشتری (میانگین 97/2 تا 53/3 درصدوزنی) نشان می‏‌دهند. این مقدار آب در واقع نشان‏‌دهندة آب ماگما در هنگام تبلور کلینوپیروکسن است. ازآنجایی‌که در یک مذاب بازالتی که ترکیب پلاژیوکلاز آن از لابرادوریت تا بیتونیت است، مقدار آب ماگما نیز چه‌بسا نزدیک‌به 1 تا 4 درصدوزنی است (Lange et al., 2009). مقدار آب به‌دست‌آمده در محدودة ماگماهای بازالتی است و داده‌های به‏‌دست‌آمده پذیرفتنی هستند. همان‌گونه‌که در ادامه گفته می‌شود، تفاوت میزان آب ماگما در این دو گروه از نمونه‏‌ها، همخوانی خوبی با تفاوت شیمیایی و سری ماگمایی این نمونه‏‌ها دارد. تفاوت در سری ماگمایی نیز برخاسته از تمایز جایگاه زمین‌ساختی است که به آن پرداخته خواهد شد.

جدول 6- هیگرومتری ماگما (سنجش مقدار آب ماگما) برپایة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن (مؤلفه‏‌های شیمیایی مختلف کلینوپیروکسن نیز که در هیگرومتری به آنها نیاز است نمایش داده شده‏‌اند)

پ- شیمی مذاب و جایگاه زمین‌ساختی

ازآنجایی‌که ترکیب کانی‏‌های در تعادل با مذاب، بازتابی از ترکیب شیمیایی مذاب میزبان است، ترکیب کانی‏‌هایی مانند کلینوپیروکسن در بحث شیمی مذاب و جایگاه زمین‏‌ساختی به‌کار برده می‌شود. ازاین‌رو، شیمی کلینوپیروکسن برای شناسایی سری‏‌ ماگمایی و محیط‏‌زمین‌ساختی مختلف کاربرد دارد (Beccaluva et al., 1989; Loucks, 1990).

بازالت‏‌های آلکالن درون‌صفحه‏‌ای (قاره‏‌ای و اقیانوسی) نسبت به بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن (کمانی) با مقدار بالاتر تیتانیم و سدیم و محتوای کمتر سیلیس شناخته می‌شوند (Le Bas, 1962; Nisbet and Pearce, 1977; Leterrier et al., 1982). در سنگ‏‌های بازالتی بررسی‌شده، مقدار Na₂O، Al₂O₃ و SiO₂ در ترکیب کلینوپیروکسن در گروهی از نمونه‏‌ها (نمونه‏‌های AT8 و AT19) به‌ترتیب برابربا 18/0 تا 43/0، 34/2 تا 96/5 و 2/47 تا 99/50 درصدوزنی است؛ اما در گروه دوم (نمونه‏‌های AT34 و AT79) مقدار Na₂O و Al₂O₃ کمتر (به‌ترتیب 09/0 تا 37/0 و 08/1 تا 41/4 درصدوزنی) و مقدار SiO₂ بیشتر (77/49 تا 88/53 درصدوزنی) هستند. ازاین‌رو، می‏‌توان گفت برخی از نمونه‏‌ها (AT8 و AT19) به‌سوی بازالت‏‌های آلکالن و برخی دیگر (نمونه‏‌های AT34 و AT79) به‌سوی بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن (کمانی) گرایش دارند. در شکل‌های 9- A و 9- B (Leterrier et al., 1982) که برپایة محتوای Ti، Cr و Ca در کلینوپیروکسن رسم شده‌اند نیز گرایش نمونه‏‌ها به تفکیک در دو سری به‏‌صورت تقریبی دیده می‌شود. در شکل 9- A، مگر نمونة AT79 که اندکی با فاصله از محدوده بازالت‏‌های کوهزایی جای گرفته است، دیگر نمونه‌ها با بحث بالا سازگار هستند؛ بدین‌گونه‌که نمونه‏‌های AT8 و AT19 در محیط بازالت‏‌های غیرکوهزایی و نمونة AT34 در محدوده بازالت کوهزایی جای گرفته است. همچنین، در شکل 9- B همخوانی شیمیایی نمونه‏‌های AT8 و AT19 با سری آلکالن و نمونه‏‌های AT34 و AT79 با سری کالک‌آلکالن کوهزایی دیده می‌شود.

این نکته با شیمی سنگ کل این سنگ‏‌ها نیز همخوانی دارد. در شکل‌های 10- A و 10- B، نمونه‏‌های منطقه دو محیط زمین‌ساختی مختلف (آلکالن درون‏‌صفحه‏‌ای و کمان قاره‏‌ای) را به نمایش می‏‌گذارند. برپایة نمودار Zr/4-2Nb-Y (شکل 10- A) بازالت‏‌های آلکالن به پهنة زمین‌ساختی درون‏‌صفحه‏‌ای و بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن به محیط کمان آتشفشانی مربوط هستند. برپایة نمودار نسبت Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 10- B)، بازالت‏‌های آلکالن و ساب‏‌آلکالن به‌ترتیب در محیط درون‏‌صفحه‏‌ای و مرز فعال قاره‏‌ای جای گرفته‏‌اند.

شکل 9- نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی و سری ماگمایی سنگ‏‌های بازالتی برپایة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش (Leterrier et al., 1982). A) نمودار Ca دربرابر Ti+Cr؛ B) نمودار Ca دربرابر Al_tot (نماد نمونه‌ها در شکل B همانند شکل A است)

شکل 10- نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی برپایة ترکیب شیمیایی سنگ کل در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش. A) نمودار سه‌تایی Zr/4-2Nb-Y (Meschede, 1986)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Gorton and Schandl, 2000)