Document Type : Original Article
Authors
1 Ph.D. Student, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
2 Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
3 Professor, Department of Mining Engineering, Faculty of Engineering, Kurdistan University, Sanandaj, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
باور وجود دارد که در زمان پالئوزوییک، آرامش نسبی بر سرزمین ایران حاکم بوده است (Aghanabati, 2004). شاید نبود نسبی سنگهای ماگمایی پالئوزوییک پیامد نبود تأثیر فازهای کوهزایی و دربرابر آن، تشدید فعالیتهای کافتی درونقارهای در ایران بوده است.
ماگماتیسم کششی اردویسین- سیلورین در ایران از مباحث مهم در ایران است. ماگماتیسم پالئوزوییک زیرین- میانی (اردوویسین- دونین) در البرز و بسیاری از بخشهای ایران مرکزی، که در آن زمان سرزمین یکپارچهای بودهاند، پیامد تکاپوهای ماگمایی در مراحل آغازین کافتزایی اقیانوس پالئوتتیس دانسته شده است (Stampfli, 1978; Berberian and King, 1981; Boulin, 1991; Alavi, 1996; Ghasemi and Derakhshi, 2008; Balaghi et al., 2010; Salehian and Ghasemi, 2011; Sahami, 2012; Ghasemi and Khanalizadeh, 2012; Ghasemi and Kazemi, 2013; Moayyed, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2014, 2015; Ghasemi et al., 2013, 2015; Derakhshi et al., 2014, 2017).
حضور سنگهای ماگمایی با سرشت آلکالن و انتقالی، از ویژگیهای ماگماتیسم پالئوزوییک زیرین، بهویژه اردوویسین تا دونین، در ایران است. این سنگها با سرشت آلکالن تا تحولی درونصفحهای مرتبط با کافت قارهای در بخشهای گوناگون ایران، بهویژه در پهنة البرز و ایران مرکزی برونزد دارند (Alavi- Naïni, 1972; Fathi, 1998; Ahmadi, 2003; Mirlohi, 2008; Torabi, 2009; Ayati et al., 2010; Torabi and Hashemi, 2010; Ghasemi and Khanalizadeh, 2012; Balaghi et al., 2010; Kamali et al., 2011; Bayat and Torabi, 2012; Buchs et al., 2013; Torabi and Arai, 2013; Moayyed, 2013; Kazemi, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2014; Ghasemi et al., 2015; Derakhshi et al., 2015; Ghasemi and Dayhimi, 2015; Delavari et al., 2016; Vesali et al., 2018)
در این پژوهش برای بررسی دقیق ویژگیهای خاستگاه و فرایندهای مؤثر بر سنگهای متاولکانیک بایمودال منطقة ماکو، پس از بازدیدهای دقیق صحرایی چند رخنمون در نزدیکی روستاهای عیسیخان، حسولزکو، خرز، شورآغل و آغگل برگزیده و برداشتهای صحرایی از آنها انجام شد. دادههای بهدستآمده از این سنگها با سنگهای بازالتی سلطانمیدان (مهمترین، ستبرترین و حجیمترین فوران سنگهای بازیک پالئوزوییک پیشین) مقایسه شدهاند.
زمینشناسی عمومی مناطق ماکو و سلطانمیدان
مناطق بررسیشده (شکل 1- A) در برگیرندة سنگهای متاولکانیک بایمودال در شمال ماکو و سنگهای بازالتی سلطانمیدان در شمال و شمالخاور شاهرود هستند. سنگهای ماگمایی پالئوزوییک زیرین در ایران، در فریمان، رباط قرهبیل، نیشابور، جام، دامغان، شاهرود، گرگان، عجبشیر و ماکو برونزد دارند (شکل 1- B). برپایة ردهبندی واحدهای ساختاری- رسوبی ایران، منطقة ماکو و سنگهای بازالتی سلطانمیدان بهترتیب در پهنة زمینساختی ایرانمرکزی و البرز (Stöcklin, 1968) (شکل 1- A) و البرز- آذربایجان و البرز خاوری (Nabavi, 1976) جای دارند. در منطقة ماکو رخسارههای مربوط به بخشهای کمشیب و کمژرفا حوضههای دریایی مربوط به دوران پالئوزوییک، مانند سازندهای باروت، زاگون، لالون، میلا، شیلهای اردوویسین، گدازهها و توفهای سیلورین، رخسارة کربناته و ماسهسنگی دونین میانی- بالایی (همارز عضو A سازند جیرود و سازند خوشییلاق)، سنگهای کربناته کربونیفر زیرین (سازند مبارک) و سنگهای کربناته پرمین گسترش دارند. وجود دو رخسارة دونین میانی و بالایی (عضو A سازند جیرود) و کربونیفر زیرین (سازند مبارک) نشاندهندة وابستگی بیشتر این محدوده به پهنة زمینشناسی- ساختمانی البرز در دوران پالئوزوییک است (Aminiazar and Abbasi, 2003). در بخشهای شمال ماکو، رخنمونهای ناپیوستهای از سنگهای متاولکانیک اسیدی و بازیک بایمودال بههمراه یکدیگر، در نزدیکی روستاهای عیسیخان، حسولزگو، حسوشکی، مولی، خرز، سارنج، شورآغل و آقگل برونزد دارند. این سنگها روی نقشة زمینشناسی با نماد Sv نشان داده شدهاند (شکل 1- C).
شکل 1- A) ردهبندی پهنههای ساختاری ایران (Stöcklin, 1968) و جایگاه مناطق بررسیشده روی آن؛ B) جایگاه سنگهای ماگمایی پالئوزوییک زیرین در ایران؛ C) نقشة زمینشناسی 1:100000 سادهشده منطقة بررسیشده برپایة نقشه 1:100000 ماکو (Aminiazar and Abbasi, 2003) و علیحاجی (Abbasi and Aminiazar, 2004)
وجود سنگهای بازیک و اسیدی بههمراه یکدیگر و نبود ترکیبهای حد واسط نشاندهندة ماگماتیسم بایمودال است. گدازههای این واحد، واحدهای سنگی کامبرین (باروت، زاگون، لالون و میلا) و اردویسین (همارز لشگرک) را پوشاندهاند. همچنین، بهطور پیشرونده با ماسهسنگهای قاعده واحد دولومیتیشدة دونین پوشیده میشوند (شکلهای 2- A، 2- B و 2- C). ازاینرو، این سنگها از دیدگاه چینهای به سن سیلورین شمرده میشوند. در درون این مجموعه، دایکهای میکرودیوریتی با فنوکریستهای پلاژیوکلاز، در باختر روستای عیسیخان و گابرودیوریتی با فنوکریستهای آمفیبول، در شمالباختری روستای سارنج تزریق شده اند (شکلهای 2- D و 2- E). دگرگونی در حد سطوح پایین رخسارة شیستسبز، همة سنگهای آتشفشانی منطقه را تحتتأثیر قرار داده است. در نزدیکی روستای حسولزکو، دگرگونی دینامیکی سنگهای متاولکانیک و رسوبی دگرگونی را برشی و میلونیتی کرده است.
سنگهای متاولکانیک در منطقة بررسیشده دچار دگرگونی در حد شیستسبز و سیالهای دگرسانکننده شدهاند و تغییرات کانیشناسی در آنها رخ داده است. جایگزینی کانیهای فرومنیزین با اپیدوت، آمفیبول، کلریت و اکسیدهای آهن و وجود رگههای با کانیهای کوارتز، اپیدوت و کلسیت و گاه رگههای با کوارتز، کلریت و به مقدار کم تورمالین از شمار این تغییرات هستند. این تغییرات نشاندهندة تأثیر سیالهای کلسیم و سیلیسدار پس از تبلور شمرده میشوند. افقهای متاولکانیک در تناوب با رسوبهاب آهکی هستند (شکل 2- F) و این افقها در چند فاز پیاپی و با وقفة زمانی اندکی فوران کردهاند و رسوبگذاری رسوبهای آهکی و آهکهای ماسهای در وقفة زمانی میان دو فوران متوالی روی داده است.
شکل 2- A) همبری سازند میلا با سنگهای متاولکانیک اسیدی در نزدیکی روستای خرز (دید رو به شمالخاوری)؛ B) نمایی کلی از سازندهای میلا، لشکرک و سنگهای متاولکانیک با ترکیب بازیک (دید رو به شمالباختری)؛ C) برونزد سنگهای آهک دولومیتی دونین با جهت شیب لایهها بهسوی شمال که سنگهای متابازیک را پوشانده است (دید رو به شمالخاوری، در نزدیکی روستای عیسیخان)؛ D) برونزد دایک میکرودیوریتی نفوذکرده در میان سنگهای متابازیک نزدیک روستای عیسیخان با روند شمالباختری- جنوبخاوری (دید رو به شمال)؛ E) برونزد دایک گابرودیوریتی نفوذکرده درون سازند باروت (دید رو به شمالباختری)؛ F) دورنمایی از روستای حسولزگو و برونزد سنگهای متاولکانیک بههمراه میانلایههای آهکی دگرگونشده در نزدیکی آن (دید رو به باختری)
ساختهای حفرهای پرشده و میانلایههای آهکی و آهکی- ماسهای دگرگونه نشاندهندة رخداد فعالیت ماگمایی در محیط آبی هستند. در این میان در لایههای آهکی دگرگونه فسیلی یافت نمیشود.
از دیدگاه جایگاه چینهشناسی، مجموعه بازالتی یا سازند سلطانمیدان (Jenny, 1977) بهطور همشیب روی سازند قلی جای گرفته و سازند پادو با ناپیوستگی فرسایشی آن را پوشانده است. مجموعة بازالتی سلطانمیدان از انباشتگی جریانهای گدازه بازالتی، آگلومرا، توف و چندین لایة نازک شیلی و کنگلومرایی ساخته شده است که در دورة فعالیت ماگمایی روی هم انباشته شدهاند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). حجم ماگماتیسم در توالیهای اردویسین تا دونین در پهنة البرز خاوری بهاندازهای است که در برخی رخنمونها، ستبرای سنگهای آتشفشانی به بیشتر از 1200 متر میرسد؛ بهگونهایکه گویی شدیدترین فعالیت ماگمایی ایران در پالئوزوییک زیرین تا میانی در این بخش از البرز رخ داده است (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). Derakhshi و همکاران (2014) رخنمونهای این مجموعه در بخشهای شمالخاوری تا شمالباختری شاهرود در چشمهسید، نکارمن، خوشییلاق تا تیلآباد و در شمال میغان را بررسی کردهاند. جریانهای گدازه و دایکها ترکیب بازیک دارند و درون این گدازهها تکههایی از ماسهسنگهای سازند قلی بهصورت انکلاو دیده میشوند. گدازههای یادشده، گاه بسیار پرحفره هستند و پرشدگی حفرههای آنها به پیدایش بافت بادامکی انجامیده است. برپایة گرانروی کم ماگمای بازالتی و همچنین، فراوانی و درشتی نسبی انکلاوها، انفجار ماگما در ژرفای کم درون حوضة رسوبی رخ داده است. شواهد صحرایی نشان میدهند برونریزی گدازهها در هر دو محیط خشکی و زیرآبی روی دادهاند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). حضور بازالتهای منشوری در مناطق نکارمن و چشمهسید نشاندهندة رخداد فعالیت ماگمایی در محیط خشکی است. ارتفاع این گدازههای منشوری گاه به بیشتر از 20 متر میرسد و از سوی دیگر، وجود گدازههای بالشی در ناحیه خوشییلاق تا تیلآباد، ساختهای حفرهای پرشده با کانیهای ثانویه (کلریت، اپیدوت، کوارتز و کلسیت)، هیدروکلاستیتها، و نیز میانلایههای شیلی درون این توالی، نشاندهندة رخداد بخشی از این فعالیت ماگمایی در محیط زیر آبی است (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). دایکها با کنارههای انجماد سریع و مراکز تبلور، ترکیب بازیکی همانند بازالتهای سلطانمیدان دارند و این ویژگی نشاندهندة ماگمای بجامانده در مجاری تغذیهکننده این فعالیت ماگمایی هستند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015).
روش انجام پژوهش
پس از بررسیهای صحرایی، نمونهبرداری و تهیة مقاطع نازک، برای بررسی ویژگیهای زمینشیمیایی سنگهای ماکو، شمار 21 نمونه از سنگهای سالم و با کمترین دگرسانی برای انجام تجزیة عنصرهای اصلی و فرعی در ترکیب سنگ کل، با همراهی شرکت زمینریزکاوان به آزمایشگاه MSAnalytical کانادا فرستاده شدند. برای تجزیة شیمیایی و اندازهگیری اکسیدهای اصلی سنگ کل، در مرحلة آمادهسازی محلولها، روش آمیختن 5 گرم پودر 180 مش نمونهها با لیتیمبورات در دمای 1000 درجة سانتیگراد و سپس انحلال در اسیدنیتریک بهکار برده شد. سپس محلول در دمای 6000 درجة سانتیگراد و بهصورت پلاسما با دستگاه ICP-OES خوانش انجام شد. غلظت اکسیدها بهصورت کمی گزارش شد. در این روش، دقت سنجش کمی برای ارزیابی اکسیدهای اصلی از 01/0% است. همچنین، عنصرهای فرعی و کمیاب و عنصرهای REE پس از انجام فرایند آمادهسازی مشابه با بهکارگیری روش پرتوسنجی جرمی در دستگاه ICP-MS مجهز به پرتوسنج حرارتی X-1 و خطای بیشینة ppm 10 اندازهگیری شدند. دادههای بهدستآمده در جدولهای 1 و 2 آورده شدهاند. همچنین، دادههای زمینشیمیایی مربوط به سنگهای بازالتی سلطانمیدان از Derakhshi و Ghasemi (2015) هستند. پس از تجزیة شیمیایی نمونههای سنگی، و انجام تصحیحات لازم برای حذف مواد فرار و تعیین آهن دو ظرفیتی و سه ظرفیتی، دادههای زمینشیمیایی بهدستآمده با نرمافزارهای گوناگونی مانند Excel و GCDkit پردازش شدند و سپس از آنها در تعبیر و تفسیرها استفاده شد.
سنگنگاری
سنگهای ماگمایی مناطق ماکو و سلطانمیدان برپایة سرشتشان به دو گروه بازیک و اسیدی دستهبندی میشوند:
1- سنگهای بازیک
1- 1- سنگهای متابازیک ماکو
پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانیهای اصلی سازندة این سنگها هستند (شکل 3- A ). اندازة کانیها و نسبت آنها در مقاطع گوناگون با یکدیگر متفاوت است. کانی پلاژیوکلاز بیشتر بهصورت میکرولیت در زمینة سنگ دیده میشود و شکلهای فنوکریست آن در این سنگها محدود است (شکل 3- A). کلینوپیروکسن بهصورت درشتبلورهای نیمهشکلدار تا بیشکلاست (شکل 3- A). پیروکسنها دچار کمترین دگرسانی شدهاند و عموماً از نوع اوژیت و تیتاناوژیت هستند و ارتوپیروکسن در آنها حضور ندارد. زمینة این سنگها از میکرولیتهای ریز پلاژیوکلاز، دانههای ریز پیروکسن و کانه کدر ساخته شده است که در بیشتر موارد دگرسان شدهاند. در برخی نمونهها زمینه از شیشه ساخته شده است (شکل 3- A). کانیهای کلریت، اپیدوت، سرپانتین، آمفیبول، اسفن و کانههای کدر از مهمترین کانیهای دگرگونی این مجموعه هستند. برپایة کانیهای دگرگونی و حالت برگوارگی، این سنگها در سطوح پایین رخسارة شیستسبز قرار میگیرند (شکل 3- B). افزونبر دگرگونی، در پی تأثیر سیالها، سنگهای این مجموعه دگرسان نیز شدهاند. کانیهای کلریت، سریسیت، کلسیت، کوارتز، ایدنگزیت و کانیهای کدر از مهمترین کانیهای دگرسانی این مجموعه هستند. کلریتیشدن و اپیدوتی شدن، بهفراوانی در این سنگها رخ دادهاند. مهمترین بافتهایِ بازالتهای منطقه، پورفیری با خمیره میکرولیتی- شیشهای، جریانی، اینترسرتال، سرییتی، گلومروپورفیری (که پیامد تجمع کانیهای کلینوپیروکسن است) و آمیگدالوییدال هستند (شکل 3- C).
1- 2- مجموعة بازالتی سلطانمیدان
این سنگها ترکیب کمابیش یکنواخت بازالتی دارند. سنگنگاری این مجموعة بازالتی نشان میدهد کانیهای اصلی سازندة آن پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین هستند (شکلهای 3- D تا 3- F). البته نسبت کانیهای اصلی در روانههای گوناگون با یکدیگر متفاوت است و الیوین در برخی از آنها حضور ندارد. پیروکسنها بیشتر از نوع اوژیت و تیتاناوژیت هستند و ارتوپیروکسن در این سنگها حضور ندارد. پلاژیوکلازها دگرسان شدهاند و بیشتر سوسوریتی و سریسیتی شدهاند. الیوینها همه با کانیهای ثانویه کلریت، کلسیت و کوارتز جانشین شدهاند. مهمترین بافتهایِ بازالتهای منطقه، پورفیری با خمیرة میکرولیتی- شیشهای، جریانی، پوییکیلیتیک، افیتیک، سابافیتیک، اینترسرتال، بادامکی و گلومروپورفیری هستند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015) (شکلهای 3- D تا 3- F).
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) سنگهای بازیک. A) درشتبلورهای کلینوپیروکسن در زمینة میکرولیتی در متابازالتهای ماکو؛ B) بافت آمیگدالوییدال و اینترسرتال در سنگهای متابازیک که فضای بین بلورهای Pl توسط شیشه و کانیهای کدر پر شده است و حفره پرشده با کوارتز و کلریت؛ C) جهتیافتگی ترجیحی کانیهای کدر و کلریت که در سنگهای متابازیک برگوارگی پدید آورده است؛ D) درشتبلورهای کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز با بافت سریسیتی در بازالتهای سلطانمیدان؛ E) بلور بسیار درشت و نیمهشکلدار اوژیت که در خمیرهای میکرولیتی- شیشهای دیده میشود؛ F) درشتبلورهای نیمهشکلدار الیوین که کاملاً با کلسیت و اکسید آهن جایگزین شده است. (تصویرهای A، B و C از سنگهای متابازیک ماکو و تصویرهای E، D و F از بازالتهای سلطانمیدان و برگرفته از Derakhshi و همکاران (2014) هستند)
2- سنگهای متاولکانیک اسیدی
سنگهای متاولکانیک اسیدی بههمراه سنگهای متابازالتی در منطقة ماکو برونزد دارند. کوارتز، پتاسیمفلدسپار و پلاژیوکلاز از کانیهای اصلی سازندة این سنگها هستند (شکلهای 4- A تا 4- C). کوارتز هم بهصورت فنوکریست و هم در زمینه بهصورت ریزبلور روی داده است. فنوکریستهای کوارتز بهصورت نیمهشکلدار با فراوانی 25- 35 درصدحجمی در این سنگها یافت میشوند و در بیشتر آنها خوردگی خلیجی شکل بهخوبی دیده میشود (شکل 4- A). برخی بلورهای کوارتز خاموشی موجی نشان میدهند. همچنین، در حاشیه بیشتر آنها پتاسیمفلدسپار رشد کرده است (شکل 4- B). پتاسیمفلدسپار هم بهصورت فنوکریست و هم بهصورت ریزبلور در زمینة سنگ با فراوانی 10- 20 درصدحجمی یافت میشود. فنوکریستهای پتاسیمفلدسپار بهصورت نیمهشکلدار و گاه بیشکل با بافت پرتیتی در سنگ روی دادهاند (شکل 4- C). در نمونة دستی، کانیهای درشت پتاسیمفلدسپار با چشم نامسلح دیده میشوند. در برخی نمونهها فلدسپارها بهشدت سریسیتی شدهاند. کانی پلاژیوکلاز بهصورت میکروفنوکریست و بهصورت نیمهشکلدار تا بیشکل در این سنگها دیده میشود و فراوانی کمتری نسبت به پتاسیمفلدسپار دارد (5 تا 10 درصدحجمی). بیشتر پلاژیوکلازها به مجموعة سریسیت، کائولینیت و کربنات آهندار تجزیه شدهاند. کانیهای تیره با فراوانی کمتر از 5 درصدحجمی، هم بهصورت نخستین و هم ثانویه در سنگ یافت میشوند. شدت دگرسانی در این سنگها متوسط تا شدید است. سریسیت، کلریت، کانیهای کربناته و کانیهای تیره از کانیهای دگرسانی گوناگون این سنگها هستند. کانی فرعی زیرکن در این سنگها بهصورت بلورهای نیمهشکلدار ریز دیده میشود (شکل 4- D). بافت متاریولیتها پورفیریک با خمیرة ریزبلور و گاه با زمینة درشتبلور (شکل 4- A) و هیالوپورفیریک است. در منطقة ماکو، دگرگونی دینامیکی کانیهای زمینه، فنوکریستهای کوارتز و فلدسپارهای زمینه را خرد کرده است. در پی دگرگونی دینامیکی، متاریولیتها ساخت برشی و کاتاکلاستی نشان میدهند (شکلهای 4- E و 4- F).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) سنگهای متاولکانیک اسیدی (متاریولیتها) ماکو. A) درشت بلورهای کوارتز با خوردگی خلیجی شکل در خمیرة ریزبلور و شیشهای؛ B) رشد پتاسیمفلدسپار به دور درشتبلور کوارتز با خاموشی موجی؛ C) درشتبلور پتاسیمفلدسپار با بافت پرتیتی با ماکل کارلسباد در خمیرة ریزبلور؛ D) کانی فرعی زیرکن در متاریولیتها؛ E) کوارتز با خاموشی موجی و شکستهشده در پی تأثیر تنشهای دینامیکی؛ F) متاریولیتهای دگرریخته با ساخت برشی و کاتاکلاستی
زمینشیمی
دادههای بهدستآمده از تجزیة زمینشیمیایی 13 نمونة بازیک و 8 نمونة اسیدی در جدولهای 1 و 2 نشان داده شدهاند. برای نامگذاری و بررسی سری ماگمایی سنگهای متاولکانیک منطقه بهعلت دگرگونی درجه پایین سنگهای ماکو و دگرسانی در سنگها، نمودارهای عنصرهای فرعی نامتحرک بهکار برده شدند. در نمودار ردهبندی برپایة Nb/Y دربرابر SiO2، سنگهای بازیک منطقة ماکو در محدودة آلکالیبازالت و تراکیآندزیت و سنگهای اسیدی در محدودة کومندیت- پانتلریت و ریولیت و سنگهای سلطانمیدان در محدودة آلکالیبازالت تا بازالت سابآلکالن جای میگیرند (شکل 5). جایگیری نمونهها در محدوده یادشده چهبسا نشاندهندة سرشت انتقالی تا آلکالن آنهاست.
جدول 1- دادههای بهدستآمده از تجزیة زمینشیمیایی سنگهای متابازیک ماکو پیش از انجام اصلاحات و حذف مواد فرار (اکسیدهای عنصرهای اصلی به درصدوزنی و عنصرهای فرعی و کمیاب به ppm هستند)
|
B14 |
B13 |
B12 |
B11 |
B10 |
B9 |
B8 |
B6 |
B5 |
B4 |
B3 |
B2 |
B1 |
Sample No. |
|
48.65 |
44.28 |
44.32 |
51.41 |
50.97 |
45.69 |
45.59 |
44.57 |
46.32 |
47.68 |
52.12 |
49.12 |
46.22 |
SiO2 |
|
2.88 |
3.48 |
3.59 |
2.54 |
3.84 |
3.14 |
3.45 |
3.08 |
4.01 |
3.54 |
3.08 |
3.24 |
3.92 |
TiO2 |
|
16.22 |
13.93 |
15.78 |
16.76 |
13.43 |
13.93 |
15.94 |
13.63 |
13.15 |
13.49 |
15.02 |
14.28 |
13.24 |
Al2O3 |
|
11.37 |
14.71 |
13.92 |
10.3 |
13.81 |
134.3 |
14.47 |
12.84 |
13.54 |
14.28 |
12.68 |
13.12 |
14.08 |
Fe2O3(T) |
|
0.20 |
0.24 |
0.17 |
0.12 |
0.21 |
0.3 |
0.28 |
0.27 |
0.25 |
0.16 |
0.26 |
0.24 |
0.18 |
MnO |
|
5.11 |
6.33 |
6.06 |
3.65 |
4.36 |
9.18 |
6.30 |
8.63 |
9.08 |
6.35 |
4.42 |
6.25 |
8.14 |
MgO |
|
2.65 |
9.59 |
5.31 |
4.13 |
4.66 |
9.55 |
6.55 |
8.55 |
7.74 |
5.78 |
4.32 |
6.25 |
8.42 |
CaO |
|
7.24 |
2.44 |
3.30 |
4.29 |
4.52 |
2.47 |
3.34 |
3.03 |
3.08 |
3.12 |
4.08 |
3.62 |
3.12 |
Na2O |
|
0.79 |
1.21 |
1.12 |
1.22 |
0.20 |
0.05 |
0.28 |
0.09 |
0.58 |
0.72 |
1.05 |
0.24 |
0.68 |
K2O |
|
0.37 |
0.47 |
0.73 |
0.42 |
0.59 |
0.42 |
0.58 |
0.41 |
0.84 |
0.74 |
0.44 |
0.68 |
0.72 |
P2O5 |
|
163.1 |
378.8 |
390.6 |
140.9 |
585.2 |
84.8 |
169.0 |
28.5 |
149.6 |
322.7 |
214.6 |
184.2 |
163.2 |
Ba |
|
23.5 |
23.0 |
24.6 |
31.7 |
2.2 |
0.9 |
6.5 |
3.8 |
2.8 |
4.1 |
3.4 |
1.6 |
2.8 |
Rb |
|
102.7 |
374.1 |
365.9 |
45.8 |
104.5 |
512 |
1055 |
551.4 |
388.2 |
198.6 |
223.1 |
423.2 |
486.3 |
Sr |
|
107 |
120 |
96 |
155 |
180 |
128 |
155 |
102 |
134.8 |
182.1 |
177.4 |
145.6 |
132.8 |
Zr |
|
26 |
33.6 |
34.7 |
31.12 |
42.5 |
31.9 |
44.7 |
35.3 |
48.2 |
42.6 |
40.4 |
38.6 |
32.4 |
Nb |
|
34.7 |
60.7 |
72.5 |
12.9 |
4.3 |
166.3 |
67 |
161.5 |
186.5 |
174.2 |
98.4 |
162.6 |
148.4 |
Ni |
|
34 |
40.9 |
34.3 |
24.9 |
33.4 |
49 |
44.5 |
46.6 |
69.6 |
71.2 |
62.7 |
45.4 |
35.6 |
Co |
|
1.88 |
4.39 |
4.9 |
6.35 |
3.58 |
2.59 |
4.58 |
2.53 |
2.94 |
3.88 |
4.18 |
3.24 |
2.68 |
Th |
|
62 |
62 |
161 |
0 |
0 |
445 |
43 |
439 |
54.8 |
47.4 |
82.5 |
45.4 |
68.6 |
Cr |
|
18.7 |
25.2 |
29.5 |
30.8 |
34.8 |
23.4 |
36 |
23.7 |
35.6 |
31.2 |
29.8 |
24.5 |
28.2 |
La |
|
42.1 |
58.6 |
64.5 |
64.1 |
74.1 |
53.7 |
76.6 |
53.8 |
67.4 |
72.5 |
74.6 |
56.4 |
62.8 |
Ce |
|
5.4 |
7.33 |
8.01 |
7.8 |
9.19 |
6.82 |
9.09 |
6.84 |
9.31 |
9.12 |
8.32 |
6.94 |
7.22 |
Pr |
|
23.7 |
30.6 |
33.3 |
31.1 |
37.5 |
27.7 |
35.4 |
28.5 |
36.71 |
35.8 |
32.45 |
26.54 |
28.41 |
Nd |
|
2.74 |
3.83 |
4.14 |
3.89 |
4.98 |
3.12 |
4.24 |
3.29 |
4.02 |
3.82 |
4.58 |
4.23 |
3.82 |
Sm |
|
1.43 |
2.01 |
2.19 |
1.58 |
2.32 |
1.53 |
2.01 |
1.7 |
2.32 |
1.68 |
2.36 |
2.15 |
1.68 |
Eu |
|
5.79 |
6.97 |
7.25 |
6.69 |
8.31 |
6.1 |
7.26 |
6.34 |
6.94 |
8.45 |
6.32 |
7.28 |
6.54 |
Gd |
|
0.88 |
1.04 |
1.08 |
1 |
1.25 |
0.9 |
1.09 |
0.91 |
1.34 |
0.89 |
1.24 |
1.03 |
0.98 |
Tb |
|
4.76 |
5.63 |
5.77 |
5.72 |
6.91 |
4.94 |
5.89 |
4.78 |
6.08 |
5.82 |
6.32 |
4.56 |
4.88 |
Dy |
|
0.87 |
1.02 |
1.04 |
1.02 |
1.22 |
0.87 |
1.09 |
0.88 |
1.42 |
0.94 |
1.35 |
1.21 |
0.98 |
Ho |
|
2.30 |
2.67 |
2.93 |
2.85 |
3.25 |
2.36 |
2.91 |
2.39 |
2.98 |
2.45 |
3.62 |
3.25 |
2.86 |
Er |
|
0.07 |
0.12 |
0.13 |
0.14 |
0.19 |
0.07 |
0.15 |
0.06 |
0.14 |
0.12 |
0.09 |
0.18 |
0.15 |
Tm |
|
1.55 |
1.83 |
1.95 |
2.02 |
2.21 |
1.53 |
2.11 |
1.57 |
1.94 |
2.08 |
2.31 |
1.82 |
12.56 |
Yb |
|
0.25 |
0.29 |
0.33 |
0.33 |
0.36 |
0.26 |
0.34 |
0.26 |
0.31 |
0.36 |
0.32 |
0.25 |
0.28 |
Lu |
|
22.1 |
25.3 |
27.4 |
26.9 |
31 |
23.1 |
27.2 |
22.8 |
24.8 |
25.3 |
27.8 |
26.4 |
28.2 |
Y |
|
0.8 |
0.57 |
1.01 |
0.91 |
0.13 |
0.03 |
0.21 |
0.24 |
|
|
|
|
|
Cs |
|
1.3 |
1.7 |
1.7 |
1.4 |
1.8 |
1.5 |
1.8 |
1.6 |
1.8 |
1.6 |
1.5 |
1.8 |
1.6 |
Ta |
|
4.8 |
6.6 |
5.4 |
6.7 |
8.1 |
5.5 |
6.9 |
5.3 |
6.8 |
5.9 |
7.1 |
6.4 |
5.17 |
Hf |
|
19 |
21.5 |
17.6 |
22.1 |
23.7 |
20.8 |
20.7 |
20.3 |
188.3 |
196.1 |
158.4 |
174.6 |
168.2 |
Ga |
|
26.1 |
30.1 |
19.9 |
16.8 |
19.4 |
34.3 |
22.1 |
33.9 |
33.7 |
22.6 |
24.2 |
29.8 |
32.5 |
Sc |
|
0.57 |
0.66 |
0.61 |
1.43 |
0.9 |
0.59 |
0.96 |
0.65 |
0.84 |
0.92 |
0.75 |
0.94 |
0.86 |
U |
|
270 |
331 |
255 |
203 |
273 |
324 |
250 |
319 |
286 |
332 |
308 |
321 |
298 |
V |
|
18 |
48 |
53 |
58 |
38 |
31 |
52 |
44 |
25.6 |
38.2 |
32.6 |
30.7 |
28.6 |
Pb |
جدول 2- دادههای بهدستآمده از تجزیة زمینشیمیایی سنگهای متاریولیتی ماکو پیش از انجام اصلاحات و حذف مواد فرار (اکسیدهای عنصرهای اصلی به درصدوزنی و عنصرهای فرعی و کمیاب به ppm هستند)
|
VI- 36 |
VI- 26 |
VI- 19 |
A5 |
A4 |
A3 |
A2 |
A1 |
Sample No. |
|
66.92 |
73.26 |
76.12 |
71.98 |
70.58 |
74.36 |
72.38 |
69.54 |
SiO2 |
|
0.41 |
0.65 |
0.31 |
0.58 |
0.63 |
o.42 |
0.52 |
0.74 |
TiO2 |
|
16.23 |
12.29 |
11.96 |
12.52 |
12.54 |
11.68 |
12.14 |
12.84 |
Al2O3 |
|
3.11 |
3.91 |
3.32 |
3.58 |
3.74 |
3.02 |
3.46 |
4.02 |
Fe2O3(T) |
|
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.04 |
0.07 |
0.02 |
0.05 |
0.08 |
MnO |
|
0.22 |
1.03 |
0.22 |
0.33 |
0.36 |
0.35 |
0.41 |
0.62 |
MgO |
|
1.03 |
0.74 |
0.05 |
0.76 |
0.92 |
0.63 |
0.84 |
1.32 |
CaO |
|
4.78 |
4.8 |
2.1 |
3.58 |
4.16 |
3.54 |
3.38 |
4.83 |
Na2O |
|
3. 40 |
1.10 |
5.88 |
3.45 |
3.36 |
3.77 |
3.37 |
4.86 |
K2O |
|
0.03 |
0.14 |
0.02 |
0.04 |
0.06 |
0.03 |
0.04 |
0.33 |
P2O5 |
|
27 |
130.6 |
|
45.7 |
42.7 |
61.2 |
52.7 |
44.6 |
Ba |
|
93.2 |
40.6 |
177.8 |
106.5 |
145.2 |
116.7 |
102.4 |
98.2 |
Rb |
|
0 |
147.9 |
15.7 |
33.6 |
45.2 |
12.3 |
9.6 |
14.8 |
Sr |
|
742 |
129 |
629 |
456.2 |
698.3 |
775.4 |
725.2 |
682.6 |
Zr |
|
165.5 |
49.9 |
171.4 |
154.8 |
186.4 |
176.7 |
144.6 |
168.2 |
Nb |
|
2.2 |
13.1 |
3.7 |
6.2 |
3.1 |
5.3 |
4.2 |
3.6 |
Ni |
|
1.9 |
6.4 |
0.8 |
1.3 |
0.9 |
1.1 |
0.8 |
1.6 |
Co |
|
34.93 |
13.79 |
26.07 |
33.14 |
22.64 |
19.68 |
31.54 |
28.42 |
Th |
|
0 |
1.43 |
0 |
1.4 |
5.1 |
3.2 |
0.8 |
1.1 |
Cr |
|
234 |
49.3 |
81.5 |
154.2 |
188.4 |
135.6 |
98.4 |
123.5 |
La |
|
472.6 |
104.6 |
182.2 |
289.5 |
206.4 |
386.5 |
332.6 |
228.4 |
Ce |
|
48.95 |
12.74 |
19.17 |
19.82 |
37.25 |
28.42 |
18.12 |
20.32 |
Pr |
|
167 |
52.9 |
65 |
98.21 |
112.6 |
62.88 |
68.94 |
74.32 |
Nd |
|
17.95 |
11.57 |
12.69 |
12.08 |
16.12 |
14.54 |
12.98 |
13.01 |
Sm |
|
0.39 |
1.33 |
0.42 |
0.94 |
0.76 |
1.23 |
0.68 |
0.54 |
Eu |
|
23.23 |
12.22 |
12.22 |
20.14 |
18.35 |
12.14 |
12.66 |
14.28 |
Gd |
|
3.31 |
1.99 |
2.03 |
3.08 |
2.56 |
2.89 |
3.04 |
2.31 |
Tb |
|
17.66 |
12.6 |
12.27 |
17.18 |
16.02 |
15.77 |
12.24 |
11.88 |
Dy |
|
3.36 |
2.35 |
2.54 |
2.74 |
3.12 |
3.08 |
2.48 |
2.32 |
Ho |
|
9.78 |
6.59 |
7.99 |
6.88 |
9.15 |
8.36 |
7.24 |
6.92 |
Er |
|
1.04 |
0.93 |
1.18 |
1.22 |
0.98 |
1.12 |
1.06 |
0.92 |
Tm |
|
8.2 |
5.39 |
7.96 |
6.48 |
7.26 |
7.14 |
5.98 |
6.02 |
Yb |
|
1.25 |
0.8 |
1.19 |
1.03 |
1.18 |
0.86 |
0.98 |
1.12 |
Lu |
|
87.1 |
60.5 |
67.7 |
72.4 |
69.8 |
82.3 |
70.8 |
62.4 |
Y |
|
1.15 |
1.43 |
1.77 |
|
|
|
|
|
Cs |
|
5.1 |
2.2 |
6 |
6.3 |
5.2 |
4.8 |
6.2 |
4.6 |
Ta |
|
29.7 |
8.4 |
17.4 |
18.6 |
25.4 |
19.8 |
22.7 |
18.2 |
Hf |
|
38.4 |
20.5 |
29.7 |
34.7 |
35.6 |
29.7 |
33.6 |
32.4 |
Ga |
|
14.6 |
5.8 |
5.9 |
7.3 |
4.8 |
5.2 |
5.4 |
6.3 |
Sc |
|
4.4 |
3.56 |
6.11 |
5.34 |
3.98 |
4.62 |
6.12 |
0.88 |
U |
|
0 |
43 |
0 |
24 |
28 |
14 |
8 |
11 |
V |
|
124 |
89 |
165 |
145.2 |
72.6 |
62.8 |
122.4 |
98.6 |
pb |
حضور به نسبت بالای تیتانیم در سنگهای بازیک با مقدار میانگینِ 42/2 و 45/3 درصدوزنی بهترتیب در بازالتهای سلطانمیدان (Derakhshi and Ghasemi, 2015) و سنگهای بازیک ماکو، با سرشت آنها بهطور کامل سازگار است.
برپایة نمودارهای متغیر اکسید- اکسید (Harker, 1909) (این نمودارها در مقاله آورده نشده است) و شکل 5، سنگهای منطقة ماکو دو جایگاه اسیدی و بازیک را پر میکنند؛ اما یک نبود (Gap) میان دو سری دیده میشود و سریهای حد واسط وجود ندارند. این نبود سنگهای حد واسط در سری سنگهای قارهای یا جزیرههای اقیانوسی به نام وقفة دیلی شناخته میشود و سنگشناسهایی مانند Boot و همکاران (1978)، Carmicheal (1965)، Chayes (1963)، Harris (1963)، Mukherjee (1967) و Presnall (1969) آن را بحث و بررسی کردهاند.
شکل 5- ردهبندی زمینشیمیایی نمونههای ماکو و سلطانمیدان برپایة نمودار ردهبندی Nb/Y دربرابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)
بهدنبال Daly (1925)، Chayes (1963) نشان داد که سنگهای حد واسطِ میان بازالتها و ریولیت و تراکیت در مجتمعهای آتشفشانی اندک هستند. او این پدیده را پیامد سازوکارهای فوران دانسته است. فراوانی گازها و آزادشدن آنها در مذابهای اسیدی کمک فراوانی به بالاآمدن و ریختن ماگماهای اسیدی میکند و بازالتها نیز بهعلت دما و رقت بسیار آسانتر به سطح زمین میرسند؛ اما ماگماهای حد واسط گرانروی و وزن مخصوص بیشتری دارند (بهعلت مقدار درصد FeO بیشتر) و بهعلت جدایش بلوری در ژرفای بیشتر، دشوارتر به سطح زمین میرسند. دربارة علل بایمودالبودن برونریزیها و وقفه دیلی در محیطهای کششی دیدگاههای بسیاری وجود دارد و افزونبر دیدگاههای یادشده، پدیدههای فراوانی مانند اثر سورت (sorret effect) (McBriney, 1984)، همرفت یا انتشار مضاعف (double diffusive convection) (Best, 1982)، نامیژاکی به حالت مایع (liquid immiscibility) (Middlemost, 1987) و انتقال گازی (gaseous transfer) (Middlemost, 1987) پیشنهاد شدهاند. عملکرد همةاین پدیدهها بهطور قطع یک نتیجه اصلی دارد و آن اینکه در بالای آشیانة ماگمایی، مذابهای سیلیکاته پرآلکالن و در پایین آن مذابهای بازالتی بهصورت دو مذاب کاملاً جدا از هم روی هم پدیدار میشوند. بیگمان جدایش بلوری در این پدیدهها نقش مهمی را دارد. برپایة بررسیهای سنگنگاری و وجود حبابهای گازی که بافت آمیگدالوییدال را در متابازالتهای منطقه پدید آوردهاند، ماگمای نخستین یک فاز سیال گازی داشته است. به احتمال بالا پدیدة انتقال گازی نقش بسیار مؤثری در پدیداری پهنهبندی ترکیبی در آشیانة ماگمایی داشته است. پیامد برونریزیهای این آشیانهها، سنگهای آذرین بایمودال بازالتی- ریولیتی هستند. افزونبر آن، مقدار Al2O3 نمونههای بازیک کمابیش بالا و در بازة 98/13 تا 78/17 درصدوزنی است. مقدار Al2O3 بالا در بازالتها نشاندهندة تبلور کانیهای مافیک از مذاب نخستینِ سازندة آنها در فشارهای کمابیش بالاست (Yoder, 1976). این امر باعث تمرکز آلومینیم در مذاب بجامانده و تبلور پلاژیوکلاز در فشارهای کمتر میشود. این پدیده با تبلوربخشی سنگهای آلکالن در فشارهای بالا، نبود سنگهای حد واسط و رویدادن پدیدة انقطاع دیلی سازگار است.
زمینشیمی و پهنة زمینساختی سنگهای بازیک
الگوی بهنجارسازی عنصرهای خاکی کمیاب سنگهای بررسیشده نسبت به مقادیر کندریتی (Nakamura, 1974) نشاندهندة غنیشدگی همةاین عنصرها نسبت به ترکیب کندریت است (شکل 6). الگوی کمابیش مشابه نمونههای بررسیشده روی این نمودارها نشاندهندة شباهتهایی در زایش و تحول ماگمای سازندة این سنگهاست. بالابودن نسبت LREE/HREE چهبسا نشاندهندة بالابودن فوگاسیتة CO2/H2O و ژرفای بسیار برای پیدایش ماگما (یعنی حضور گارنت در محل خاستگاه) است؛ زیرا گارنت با نگهداشتن عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) در خود، مقدار آنها را در مذاب کاهش میدهد (Rollinson, 1993). نبود ناهنجاری منفی Eu در نمونههای بازیک، نشاندهندة مهمنبودن نقش پلاژیوکلاز هنگام جدایش بلوری و یا بالابودن فوگاسیتة اکسیژن است (Drake and Weill, 1975). قله تیز منفی Eu در سنگهای متاریولیتی چهبسا در ارتباط با جدایش و تبلوربخشی پلاژیوکلازهای کلسیک است (Rollinson, 1993).
شکل 6- نمودارهای بهنجارشده نمونههای ماکو و سلطانمیدان بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)
Xia و همکاران (2012) برپایة نسبت Ti/Y گدازههای بازیک را به دو گروه بازالتهای Ti/Y بالا (HT, Ti/Y>500) و Ti/Y کم (LT, Ti/Y<500) دستهبندی کردهاند. همچنین، برپایة نسبت Nb/La (شاخص آلایش پوستهای)، گدازههای HT و LT بهترتیب به گدازههای HT1 (Nb/La>0.85) و HT2 (Nb/La≤0.85) و گدازههای LT1 (Nb/La>0.85) و LT2 (Nb/La≤0.85) ردهبندی شدهاند. برپایة ردهبندی Xia و همکاران (2012)، نمونههای بازالتی ماکو در محدودة بازالتهای HT1 و نمونههای بازالتی سلطانمیدان در محدودة بازالتهای HT1 و LT1 جای میگیرند (شکل 7- A). به باور ایشان، گدازههای HT1 در ژرفای زیاد و در پی ذوببخشی درجة پایین یک ستون گوشتهای پدید میآیند؛ اما پیدایش گدازههای LT1 بهدنبال درجات بالاتر ذوببخشی در سطوح کمژرفاتر روی میدهد. همچنین، به باور Reichow و همکاران (2005)، مذابهای بازالتی تیتانیم بالا، از یک خاستگاه گارنتدار در ژرفای بسیار پدید میآیند و پیدایش آنها پیامد دخالت مستقیم ستون گوشتهای دانسته شده است. برای بررسی درجة ذوببخشی در خاستگاه بازالتهای منطقه؛ نمودار نسبت La/Yb دربرابر Dy/Yb بهکار برده شد. برپایة این نمودار (شکل 7- B)، نمونههای بررسیشده روی منحنی ذوب گارنتپریدوتیت با درجة ذوببخشی 12- 14 درصد برای بازالتهای ماکو و 14تا بیش از 16 درصد برای بازالتهای سلطانمیدان جای میگیرند. در نمودار Sm/Th دربرابر Th/Y، سنگهای بازالتی بررسیشده در مقایسه با بازالتهای پشتههای میاناقیانوسی عادی (N-MORB)، دارای نسبت کم Sm/Th و نسبت بالای Th/Y هستند (شکل7- C). در این نمودار، نمونههای بررسیشده در محدودة خاستگاه غنیشدة نوع OIB جای گرفتهاند. همچنین، نمودار (La/Nb)N دربرابر (Th/Nb)N نشان میدهد بیشتر نمونهها از یک خاستگاه گوشتهای غنیشدة سستکرهای و بدون آلایش پوستهای جدا شدهاند (شکل 7- D). Pearce (2008) پیدایش MORB را پیامد ذوب گوشتة بالایی تهیشده در ژرفای کم و پیدایش OIB را پیامد ذوب یک خاستگاه کمابیش غنیشده (شاید یک ستون گوشتهای در ژرفای بیشتر) دانسته است. همانندیهای بسیاری میان ویژگیهای عنصرهای ناسازگار و REE در بازالتهای آلکالن بررسیشده و بازالتهای OIB دیده میشوند که نشاندهندة خاستگاهگرفتن ماگمای سازندة سنگهای منطقه از گوشتهای همانندِ گوشتة خاستگاه OIB است.
شکل 7- ترکیب نمونههای ماکو و سلطانمیدان در: A) نمودار Ti/Y دربرابر Nb/La (Xia et al., 2012)؛ B) La/Yb دربرابر Dy/Yb (Thirwall et al., 1994)؛ C) Sm/Th دربرابر Th/Y (Saunders et al., 1992)؛ D) نمودار (La/Nb)N دربرابر (Th/Nb)N (Dai et al., 2011)
برپایة ویژگیهای سنگنگاری، زمینشیمیایی و نمودارهای پیشنهادیِ Whalen و همکاران (1987)، نمونههای ریولیتی در گسترة گرانیتوییدهای (ریولیتهای) نوع A جای میگیرند (شکل 8- A). Eby (1992) گرانیتهای A-type را برپایة شیمی به دوگروه A1 و A2 دستهبندی کرده است. نسبتهای عنصری سنگهای گرانیتی نوع A1 همانند بازالت جزیرههای اقیانوسی هستند. این سنگها در پی جدایش بلوری ماگمای بهدستآمده از منابعی با ترکیب مشابه با ترکیب محل منبع بازالتهای جزیرههای اقیانوسی که هنگام کافت درونقارهای یا هنگام رویداد ماگماتیسم درونقارهای جایگیر شدهاند، پدید آمدهاند (Eby, 1992). سنگهای گرانیتی نوع A2 نسبتهای عنصری متغیری دارند که از نسبتهای عنصری میانگین پوستة قارهای تا بازالت جزیرههای کمانی تغییر میکنند (Eby, 1992). برپایة نمودارهای پیشنهادیِ Eby (1992)، متاریولیتهای نوع A ماکو به انواع A1 وابسته هستند (شکل 8- B).
بیشتر نمونههای بازیک بررسیشده در نمودارهای شناسایی پهنة زمینساختی در محدودة بازالتهای درونصفحهای و بهطور ویژه در محیط کافت درونقارهای جای میگیرند (شکلهای 9- A و 9- B).
شکل 8- A) شناخت نوع سنگهای ریولیتی ماکو در نمودارهای پیشنهادی Whalen و همکاران (1987)؛ B) شناخت نوع های ریولیتی ماکو در نمودارهای پیشنهادی Eby (1992)
شکل 9- ترکیب نمونههای ماکو و سلطانمیدان در نمودارهای زمینساختی: A) نمودار Zr دربرابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛ B) نمودار DF1 دربرابر DF2 (Agrawal et al., 2008)؛ C) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)
DF1 = 0.5533 loge (La/Th) + 0.2173 loge (Sm/Th) – 0.0969 loge (Yb/Th) + 2.0454 loge (Nb/Th) – 5.6305
DF2 = –2.4498 loge (La/Th) + 4.8562 loge (Sm/Th) – 2.1240 loge (Yb/Th) – 0.1567 loge (Nb/Th) + 0.94
نمودار پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) نشان میدهد متاریولیتهای ماکو در یک محیط درونصفحهای جایگیری کردهاند (شکل 9- C). این محیطها، با رژیم کششی حاکم بر لبة شمالخاوری ابرقارة گندوانا و پیدایش کافت توران در اردوویسین- سیلورین (که سبب پیدایش اقیانوس پالئوتتیس و جداشدن البرز از گندوانا شده است) همخوانی دارد. همچنین، با محیط زمینساختی سنگهای آذرین به سن اردویسین- سیلورین در دیگر بخشهای ایران نیز همخوانی دارد (Ghasemi and Derakhshi, 2008; Ghasemi et al., 2013; Ghasemi and Kazemi, 2013; Ghasemi et al., 2015; Derakhshi and Ghasemi, 2015; Derakhshi et al., 2015, 2017).
تغییر و تحولات ماگمایی
در کل، ماگماهای نخستین که با کانیشناسی شاخص گوشتة بالایی (الیوین+ ارتوپیروکسن+ گارنت+ اسپینل) در تعادل هستند، باید مقدار MgO بیشتر از wt.% 10، #Mg بزرگتر از 7/0، Ni بزرگتر از ppm 300 و مقدار SiO2 کمتر از 50 درصدوزنی داشته باشند (Glenn, 2004). با وجود این، یک ماگمای بازیک چهبسا بهجای جداشدن از یک گوشتة عادی از مناطقی با خاستگاه متاسوماتیسمشده جدا شده باشد که این معیارها دیگر کاربردی نخواهند داشت (Wilson, 1989). همچنین، با افزایش تحول ماگمایی از میزان عدد منیزیم کاسته میشود. در سنگهای متابازیک مناطق بررسیشده، مقدار MgO برای سنگهای بازالتی ماکو و سلطانمیدان بهترتیب برابربا 54/4تا 39/9 (با میانگین 69/6) و 8/2 تا 1/10 (با میانگین 32/5) درصدوزنی است. مقدار Ni بهترتیب برابر 3/4 تا 5/186 و 6 تا 218 بخش در میلیون است. پس ماگمای سازندة این سنگها از ماگماهای نخستین و در حال تعادل با گوشتة عادی نبوده است و پس از پیدایش در گوشتة عادی و یا متاسوماتیسمشده دچار تحولات ماگمایی شده است. یکی از اهداف بنیادین در بررسی سنگزایی سنگهای آذرین اینست که ویژگیهای خاستگاه ماگما برپایة مذابهای بخشی اولیه جداشده در عمق و سیر تحولی آن در هنگام بالاآمدن بررسی شود (Wilson, 1989). سنگهای منطقة بررسیشده سرشت آلکالن نشان میدهند. بحث دربارة سنگزایی سنگهای آلکالن در برگیرندة پیچیدهترین مباحث دانش سنگشناسی است. با بهکارگیری دادههای زمینشیمیایی و نمودارهای گوناگون، تأثیر فرایندهای مؤثر بر تحولات ماگمایی مانند تبلوربخشی، ذوببخشی، فرایندهای AFC و هضم و آلایش پوستهای بر سنگهای مناطق بررسیشده بررسی خواهد شد. سنگهای بازالتی سلطانمیدان از دیدگاه ترکیبی تقریباً یکنواخت هستند و ترکیب بازیک دارند. ازاینرو، گمان میرود فرایندهای تغییر و تحولات ماگمایی بر آن تأثیر چندانی ندارد؛ اما در منطقة ماکو سنگهای بازیک بههمراه سنگهای اسیدی برونزد دارند. سنگهای بازیک و اسیدی از دیدگاه پیدایش به یگدیگر وابسته هستند (Moayyed et al., in Press).
فرایند تبلوربخشی یکی از عوامل مؤثر در تحولات ماگمایی و پیدایش سنگهای گوناگون منطقة ماکو است. در نمودار SiO2 دربرابر CaO/Al2O3 برای سنگهای ماکو همخوانی منفی دیده میشود (شکل 10- A). کاهش بالای CaO/Al2O3 با افزایش SiO2 از سوی بازالت به ریولیت، پدیدة جدایش پلاژیوکلاز را نشان میدهد (Kabeto et al., 2009)؛ اما در سنگهای بازالتی سلطانمیدان هیچ همخوانی میان CaO/Al2O3 و SiO2 دیده نمیشود. افزونبر آن Eu در سنگهای بازیک ماکو آنومالی مثبت و در سنگهای اسیدی آنومالی شدید منفی نشان میدهد. این ویژگی نشاندهندة جدایش بلورین شدید پلاژیوکلاز در سنگهای اسیدی است. همچنین، در نمودار MgO دربرابر SiO2 دیده میشود که در سنگهای ماکو با افزایش SiO2 در سنگها از مقدار MgO کاسته میشود. این پدیده نشاندهندة تبلوربخشی الیوین و کلینوپیروکسن در این سنگهاست (شکل 10- B). در سنگهای بازالتی سلطانمیدان کاهش اندک در مقدار MgO با افزایش SiO2 نشاندهندة جدایش کم الیوین و کلینوپیروکسن در این سنگهاست. ازاینرو، تبلوربخشی در تحول سنگهای بازالتی سلطانمیدان چندان مؤثر نبوده است. در کنار تبلوربخشی، هضم مواد پوستهای در ماگما اهمیت ویژهای در تکامل و تحول ماگمای سازندة سنگها دارد. برای تعیین نقش AFC (آلایش پوستهای و تبلوربخشی) در تحول نمونههای بررسیشده، نمودارهای نسبتهای عنصرهای کمیاب بهکار برده شد. در نمودار Th/Y دربرابر Nb/Y بهصورت لگاریتمی از Pearce (1983) سنگهای بررسیشده در محدودة آرایة گوشتهای جای میگیرند و خاستگاه گوشته غنیشده را نشان میدهند. این نمونهها از روند AFC پیروی میکنند. همانگونهکه نمودارهای یادشده نشان میدهند، فرایند AFC نقش مؤثری در تحول سنگهای منطقة ماکو و سلطانمیدان داشته است.
ماگماهای صعودکنندهای که از گوشته جدا شدهاند، شاید در هر مرحله از بالاآمدن با هضم سنگهای دیواره خود آلوده شوند. برای بررسی میزان آلایش پوستهای و نقش آن در تحول ماگماهای سازندة سنگهای بررسیشده، نسبتهای پیشنهادیِ Hart و همکاران (1989) برپایة عنصرهای کمیاب بهکار برده شد. بر این پایه، نسبت La/Nb بیشتر از 5/1 و La/Ta بیشتر از 22 نشاندهندة آلایش ماگما با ترکیبهای پوستهای است (شکل 10- D). کمتربودن این نسبتها از مقدارهای پیشنهادشده برای ماگماهای بازالتی این مناطق نشاندهندة رویندادن آلایش یا آلایش بسیار ناچیز ماگمای سازندة سنگهای بررسیشده با ترکیبهای پوسته هنگام بالاآمدن است؛ اما سنگهای ریولیتی نسبتهای La/Ta بالایی دارند. ازآنجاییکه آلایش ماگمای ریولیتی با مواد پوستهای احتمال ندارد، این نسبت بالا و ناهنجاریهای پوستهای بیشتر پیامد نقش خاستگاه غنیشده و درجة جدایش بلوری بالا بوده است. به باور Dai و همکاران (2011)، در ماگماهای جداشده از گوشته نسبت Lu/Yb کم است (میانگین: 14/0- 15/0)؛ اما این نسبت در پوستة قارهای بیشتر است (نزدیک به 16/0- 18/0). میانگین نسبت Lu/Yb در سنگهای بازیک ماکو و سلطانمیدان بهترتیب نزدیک به 14/0 و 143/0 و در سنگهای اسیدی نزدیک به 156/0 است. این مقدارها نشاندهندة جداشدن ماگمای سازندة سنگهای بازیک از یک خاستگاه گوشتهای، بدون آلایش پوستهای است. همچنین، این مقدارها نشان میدهند سنگهای اسیدی از یک خاستگاه غنیشده و درجة جدایش بلوری بالا پدید آمدهاند.
برای بررسی نقش پدیدة ذوببخشی در تکامل و تحول ماگمای سازندة سنگهای بررسیشده، نمودار La دربرابر La/Sm بهکار برده شد. برپایة این نمودار، پدیده ذوببخشی نیز در پیدایش سنگهای منطقه بهویژه سنگهای اسیدی، مؤثر بوده است (شکل 10- E)؛ اما ذوببخشی بهتنهایی نمیاین مقدار گوناگونیِ سنگی را پدید نمیآورد و عامل اصلی گوناگونیِ سنگی در منطقه پدیده جدایش بلوری است.
شکل10- ترکیب نمونههای ماکو و سلطانمیدان در: A) نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر CaO/Al2O3 (Kabeto et al., 2009)؛ B) نمودار درصدوزنی MgO دربرابر SiO2 (Zhu et al., 2007)؛ C) نمودار Nb/Y دربرابر Th/Y برای سنگهای بررسیشده در مقایسه با ترکیب پیشنهادیِ Pearce (1983) برای بازالتهای میاناقیانوسی و بازالتهای جزیرههای اقیانوسی؛ D) نمودار La/Nb دربرابر La/Ta (Hart et al., 1989)؛ E) نمودار La دربرابر La/Sm (Fan et al., 2003)
سرشت آلکالن و میزان بالای LREE و HFSE در سنگهای مناطق بررسیشده نشان میدهند ماگمای سازندة این سنگها از خاستگاه گوشتهای غنیشدهای خاستگاه گرفته است. برای شناخت میزان غنیشدگی این خاستگاه، نسبتهای Zr/Y و Zr/Nb (برپایة مقدارهای پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989)) بهکار برده شدند. به باور Sun و McDonough (1989)، نسبتهای Zr/Y بیشتر از 46/2 و Zr/Nb کمتر از 71/15 جداکنندة خاستگاههای غنیشده و تهیشده هستند. ازاینرو، نسبتهای Zr/Y برابر 50/3 تا 51/8 و 88/4 تا 68/7 بهترتیب برای سنگهای بازالتی ماکو و سلطانمیدان و Zr/Nb برابر 54/2 تا 98/4 و 33/6 تا 38/11 بهترتیب برای سنگهای بازالتی ماکو و سلطانمیدان نشان میدهند ماگمای سازنده سنگهای بازالتی منطقة ماکو و سلطانمیدان از یک خاستگاه غنیشده سرچشمه گرفتهاند.
برداشت
برپایة ویژگیهای سنگشناختی کمابیش یکسان، سنگهای بازیک و جایگاه زمینشناسی مشترک و همانندیهای بسیارِ سنگهای بازیک منطقة ماکو (در پهنة البرز- آذربایجان) و بازالتهای سلطانمیدان (در پهنة البز خاوری) بررسی و مقایسه شدند. ویژگیهای زمینشیمیایی مانند مقدار بالای LREE و HFSE و Ti نشاندهندة سرشت آلکالن و جایگاه درونصفحهای سنگهای بازیک بررسیشده هستند. برپایة سرشت روابط سنگنگاری، سن پیدایش، سرشت ماگما، پهنة زمینساختی، محیط پیدایش این سنگها، یکسان بوده و به مراحل آغازین فرایند کافتزایی شمال ابرقاره گندوانا در اردویسین- سیلورین و پیدایش اقیانوس پالئوتتیس مربوط بوده است. البته فرایندهای مؤثر بر تغییر و تحول ماگما در دو منطقة یادشده متفاوت هستند. در منطقة ماکو، ماگما در آشیانة ماگمایی دچار تبلوربخشی شده و جدایش کانیهای الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز از ماگمای نخستین همراه با آلایش با مواد پوستهای پیدایش ریولیتهای A-type وابسته به محیط کافتی را به دنبال داشته است. در منطقة سلطانمیدان، ریولیتها و سنگهای فلسیک کمتر حضور دارند و یا اصلاً وجود ندارند و در شمالباختری ایران در عجبشیر و ماکو دیده میشوند. این پدیده پیامد نرخ گسترش متفاوت در حرکات آغازین کافت پالئوتتیس است؛ بهگونهایکه در منطقة شمالخاوری بهعلت سرعت گسترش بالا و شدت حرکات کششی، بازالتهای با خاستگاه گوشتهای فرصت جدایش بلوری در ژرفا را نداشتهاند و به سرعت بالا آمده و فوران کردهاند؛ ازاینرو، انقطاع دیلی بهندرت دیده میشود. اما در شمالباختری و بهسوی باختر کافت پالئوتتیس، بهعلت سرعت اندک گسترش و شدت کم حرکات کششی، ماگمای بازالتی فرصت تبلوربخشی در ژرفا را پیدا کرده است و ازاینرو، ترمهای جدایشیافتة اسیدی پدیدار شدهاند. با دانستن شواهد یادشده تصور میشود سرعت کافتیشدن و در پی آن، سرعت گسترش اقیانوس پالئوتتیس از خاور به باختر کاهش یافته است. این نکته کلیدی است که برای تطابق و فهم تغییرات افیولیتهای پالئوتتیس از خاور تا باختر بهکار برده میشود.
)
