Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, Payame Noor Universtiy, PO BOX 19395-3697, Tehran, Iran
2 Department of Geology, Payame noor university,, Tehran-Iran
3 Department of Geology, Payame Noor Universtiy, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
در شمالباختری شهرستان مرند (شکل 1- A) و در پهنة ایرانمرکزی (Stöcklin, 1968)، توالی از سنگهای رسوبی با میانلایههایی از سنگهای آتشفشانی بازیک و فلسیک با روند تقریبی شمالباختری -جنوبخاوری به سن کربنیفر (Abdolahi and Hosseini, 1996) برونزد دارند. این توالی آتشفشانی- رسوبی دربردارندة تناوب ماسهسنگ، سنگآهک، شیل، کنگلومرا و سنگهای آتشفشانی با ترکیب اسیدی و بازیک است که زیر توالیهای رسوبی پرمین (سازند درود) و روی سنگهای رسوبی سازند جیرود به سن دونین بالایی- کربنیفر زیرین تهنشست یافتهاند (Abdolahi and Hosseini, 1996). این سکانس از نزدیکی روستای زال تا روستای سعدی با درازای نزدیک به 10 کیلومتر و به ستبرای نزدیک به 150 متر رخنمون دارد (شکل 1- B).
در محدودة بررسیشده، مطالعات انجامشده شامل تهیة نقشةزمینشناسی 1:100000 جلفا (Abdolahi and Hosseini, 1996)، نقشة زمینشناسی 1:100000 قرهضیاءالدین (Oskuie and Hajialilu, 1995) و نیز بررسی برش چینهشناسی سیستم پرمین در شمال روستای پیراسحاق (Sadeghi et al., 2015) است. سنگهای آتشفشانی کربنیفر در شمالباختری مرند تا کنون از دیدگاه زمینشناسی، زمینشیمی و سنگزایی دقیق بررسی نشدهاند. بررسی محیط زمینساختی پیدایش این سنگها در تعیین الگوی تکامل ژئودینامیکی پهنة آذربایجان اهمیت دارد. ازاینرو، در این نوشتار تلاش شده است سنگهای آتشفشانی این مجموعه برای تعیین ویژگیهای سنگنگاری، زمینشیمی، سنگزایی و محیط زمینساختی قدیمی پیدایش آنها بررسی شوند.
زمینشناسی منطقه
سنگهای آتشفشانی بررسیشده در 45 کیلومتری شهرستان مرند در استان آذربایجانشرقی رخنمون دارند (شکل 1) که بخشهایی از ورقههای 1:100000 جلفا (Abdolahi and Hosseini, 1996) و قرهضیاءالدین (Oskuie and Hajialilu, 1995) را دربر میگیرد. مجموعه سنگهای آتشفشانی- رسوبی بررسیشده از نزدیکی روستای زال تا روستای سعدی رخنمون دارند (شکل 1).
توالی کامل این سنگها در شمالخاوری روستای سعدی بهخوبی دیده میشود. این منطقه بخشی از ایران مرکزی با پیسنگ متبلور پرکامبرین، رسوبات پلاتفرمی پالئوزوییک بههمراه سنگهای آذرین و رسوبی کامبرین تا تریاس است. کهنترین واحدهای رخنمونیافته در منطقة بررسیشده نهشتههایِ پالئوزوییک به سن دونین بالایی هستند (Abdolahi and Hosseini, 1996). این نهشتهها دربردارندة توالی از ماسهسنگ کوارتزیتی، سنگآهک، دولومیت و میانلایههایی از شیلهای میکادار و لایههای ژیپس هستند (شکل 2) و در بخشهای پایین بیشتر شامل رخسارة ماسهسنگی و در بخشهای بالا شامل رخساره آهکی هستند که فسیلهای فراوان براکیوپود دارند (Oskuie and Hajialilu, 1995). سازند جیرود به سن دونین بالایی- کربنیفر زیرین بهطور همشیب روی نهشتههایِ دونین بالایی جای گرفته است. این سازند دربردارندة سنگآهکهای دانهریز، شیلهای سیاه، آهکمارنی، ماسهسنگ کوارتزیتی و سیلهای دیابازی به رنگ سبزتیره است. روی نهشتههایِ دونین بالایی، توالی نسبتاً ستبری از مجموعه سنگهای رسوبی- آتشفشانی جای گرفته است که زیر نهشتههای ماسهسنگی قرمز پرمین آغازین (سازند دورود) جای دارند (شکل 2- A). برپایة بررسیهای چینهشناسی، سن مجموعه سنگهای آتشفشانی- رسوبی منطقه، کربنیفر دانسته شده است (Abdolahi and Hosseini, 1996). مرز بالایی نهشتههای آتشفشانی- رسوبی بررسیشده با واحد ماسهسنگی سازند دورود با کنگلومرای فرسایشی بهصورت ناپیوستگی همشیب است.
شکل 1- A) نقشة ساختاری سادهشده شمالباختری ایران و جایگاه منطقة بررسیشده و تودههای آذرین درونیِ میشو (Saccani et al., 2013) و قوشچی (Shafaii Moghadam et al., 2015)؛ B) نقشة زمینشناسی منطقة بررسیشده با تلفیق نقشههای زمینشناسی جلفا (Abdolahi and Hosseini,1996) و قرهضیاالدین (Oskuie and Hajialilu,1995) در مقیاس 1:100000 و با کمی تغییرات
سنگهایِ پرمین در منطقه گسترش چشمگیری نشان میدهند. این نهشتهها با ماسهسنگ قرمزرنگ آغاز میشوند و میانلایههایی از کنگلومرای قرمز و شیل دارند که با سازند دورود قابل مقایسه هستند. قطعات کنگلومرا کاملاً گردشده و از جنس سنگآهک و ماسهسنگ کوارتزیتی و سنگهای آتشفشانی ریولیتی و بازالتی هستند. سنگآهکهای پرمین (سازند روته) با ناپیوستگی همشیب روی نهشتههای ماسهسنگی پرمین آغازین جای دارند. نهشتههای پرمین بالایی (سازند نسن) دربردارندة سنگآهک بههمراه مارن و آهک شیلی هستند. روی این نهشتهها، تناوبی از سیلتستون و مارن با میانلایههای شیل و آهکِ سازند الیباشی وجود دارد که گذر از پرمین به تریاس را نشان میدهند (Stepanov et al., 1969). واحد یادشده کمکم با آهکهای زردرنگِ سازند الیکا به سن تریاس پیشین جایگزین میشود. مرز پرمین- تریاس پیوسته و همشیب است (Sadeghi et al., 2015).
بیشتر مجموعه سنگهای آتشفشانی- رسوبی کربنیفر رخسارة قارهای تا دریایی کمژرفا نشان میدهند و دربردارندة شیل، ماسهسنگ، کنگلومرا، با کمی آهک بههمراه میانلایههای سنگهای آذرین آتشفشانی فلسیک و بازیک هستند (شکلهای 2-B و 2- C). وجود آمیگدالهای فراوان در آلکالیبازالتها، نبود ساختارهای بالشی در آنها، وجود تهنشستهای ایگنمبریتی، پیدایش پپریت، حضور لایههای کنگلومرا بههمراه حضور میانلایههای آهکی نشان میدهند محیط بهطور متناوب از خشکی به کمژرفای دریایی تغییر یافته است (Fisk and Matsuda, 1964; Jackson, 1992).
سکانس یادشده دربردارندة تناوبی از کریستاللیتیکتوفِ ریولیتی، ایگنیمبریت، ریولیت، بازالت، ماسهسنگ توفی، ماسهسنگ آرکوزی، کوارتزآرنایت، کنگلومرا و شیل قرمز است. همچنین، میانلایههایی از آهک با ستبرای متغیر و عمدتاً کمتر از 1 متر دارد. افزونبراین، میانلایههایی از آهک لوماشل نیز دیده میشود که فسیلهای فراوان براکیوپود دارند. ستبرای لایههای کنگلومرای پلیژنتیک در این توالی گاه تا 30متر نیز میرسد. این لایهها قطعات زاویهدار و بیشتر گردشده بازالت و ریولیت دارند که اندازة آنها از اندازة ماسه تا بولدر (بیشتر از 20 سانتیمتر) در نوسان است. این قطعات با ماتریکس قرمزرنگی از مواد آواری دانهریز تا دانه متوسط بههم پیوسته شدهاند. در این توالی، پپریت نیز دیده میشود که از رسوبهای شیلی بههمراه بخشهای بازالتی یا ریولیتی ساخته شده است و نشاندهندة اختلاط ماگما با رسوبهای نرم آبدار است.
سنگهای فلسیک در رخنمون صحرایی بهصورت مزوکرات تا لوکوکرات، با رنگ خاکستری روشن و مایل به قرمز و بهصورت روانه ریولیتی، لیتیککریستال توف و ایگنیمبریت دیده میشوند. این سنگها بهصورت متناوب همراه با بازالت و سنگهای رسوبی در منطقه رخ دادهاند. روانههای ریولیتی در بیشتر موارد قطعات ریز تا درشتی از سنگهای بیگانه بهویژه شیل دارند (شکل 2- D). این سنگها بیشتر درشتبلورهایی از فلدسپار و کوارتز چشمی در زمینة دانهریز دارند (شکل 2- E).
حجم روانههای بازالتی در مقایسه با سنگهای ریولیتی بیشتر است. در سکانس بررسیشده نزدیک به 30 لایة بازالتی با ستبرای کمتر از 5/0 متر تا بیشتر از 10 متر دیده میشوند. این لایهها معمولاً برجستهتر از لایههای همراه هستند. لایههای بازالتی ملانوکرات تا مزوکرات هستند و رنگ خاکستری تیره دارند. این سنگها بسیار ریزدانه هستند و گاه آمیگدالهایی با اندازة 5/0 میلیمتر تا 2 سانتیمتر دارند (شکل 2- F). این حفرهها بیشتر با کلریت و کلسیت پر شدهاند.
شکل 2- تصویرهای صحرایی از سنگهای آتشفشانی کربونیفر شمالباختری مرند. A) نمایی از جایگیری توالی آتشفشانی- رسوبی کربنیفر روی واحدهای دونین بالایی و زیر توالی پرمین (دید رو به شمال)؛ B) نمایی از تناوب روانههای آلکالیبازالت، ریولیت، شیل، ماسهسنگ و آهک زیر توالی پرمین (دید رو به شمالباختری)؛ C) نمایی نزدیک از تناوب سنگهای آتشفشانی آلکالیبازالتی و ریولیتی بههمراه سنگهای رسوبی (دید رو به باختر)؛ D) نمای نزدیک از سنگهای ریولیتی منطقه و قطعههای شیل درون آن؛ E) نمای نزدیک از سنگهای ریولیتی منطقه با درشتبلورهای فلدسپار در زمینة دانهریز؛ F) نمای نزدیک از آلکالیبازالتها با رنگ تیره و با حفرهها
روش انجام پژوهش
ﻧﻤﻮﻧــﻪﺑــﺮداری از لایههای گوناگون ﺳــﻨﮓﻫــﺎی آتشفشانی بازالتی و سنگهای فلسیک ﻣﻨﻄﻘــﻪ و تا حد امکان از ﺑﺨــﺶهــﺎی ﺑــﺎ ﮐﻤﺘــﺮﯾﻦ دﮔﺮﺳــﺎﻧﯽ اﻧﺠــﺎم ﺷــﺪ. سپس برای بررسیهای میکروسکوپی، از میان نمونههای سالم برداشتشده، شمار 42 ﻣﻘﻄــﻊ ﻧــﺎزک ﺗﻬﯿــﻪ شد. ﺑــﺮای ﺑﺮرﺳــﯽﻫــﺎی زمینشیمیایی، ﺗﺠﺰﯾــﮥ ﺷﯿﻤﯿﺎﯾﯽ 8 ﻧﻤﻮﻧــﻪ از ﻧﻤﻮﻧــﻪﻫــﺎی سنگهای بازالتی و 4 نمونه از سنگهای ریولیتی در شرکت SGS تورنتو کانادا انجام شد. عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای کمیاب (مانند: Zr، Y، Ba، Sr و Zn) با دستگاه ICP-AES و عنصرهای خاکی کمیاب و دیگر عنصرهای کمیاب با روش ICP-MS تجزیه شدند. آستانة آشکارسازی برای عنصرهای اصلی برابربا 01/0 درصد و آستانة آشکارسازی عنصرهای کمیاب برابربا 05/0 تا 10پیپیام بوده است. دادههای عنصرهای اصلی و کمیاب سنگهای آتشفشانی منطقه در جدول 1 آورده شدهاند.
جدول 1- مقدار عنصرهای اصلی (برپایة wt%) و کمیاب (برپایة ppm) سنگهای آتشفشانی روستای سعدی (سنگهای آتشفشانی کربونیفر شمالباختری مرند)
|
Lithology |
Basalt |
Rhyolite |
||||||||||
|
Sample |
S1 |
E- 02 |
E- 12 |
E- 01 |
E- 11 |
E- 13 |
P2- B4 |
S16 |
E- 07 |
E- 06 |
E- 08 |
B3 |
|
SiO2 |
47.49 |
45.23 |
49.96 |
40.56 |
46.87 |
51.71 |
45.48 |
41.53 |
69.64 |
70.01 |
75.27 |
72.48 |
|
TiO2 |
2.02 |
1.53 |
1.85 |
3.75 |
2.76 |
2.06 |
3.48 |
2.65 |
0.14 |
0.29 |
0.33 |
0.40 |
|
Al2O3 |
16.40 |
16.31 |
17.86 |
12.32 |
16.40 |
17.79 |
20.45 |
19.45 |
15.19 |
14.60 |
12.08 |
12.98 |
|
FeO |
12.11 |
11.86 |
8.83 |
14.03 |
13.16 |
9.83 |
11.83 |
10.94 |
3.36 |
3.44 |
3.63 |
3.23 |
|
MnO |
0.21 |
0.21 |
0.40 |
0.20 |
0.27 |
0.19 |
0.19 |
0.66 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.05 |
|
MgO |
6.22 |
2.98 |
4.25 |
7.56 |
4.44 |
1.80 |
3.64 |
8.23 |
0.24 |
0.20 |
0.11 |
0.17 |
|
CaO |
7.64 |
6.64 |
3.53 |
9.54 |
8.64 |
2.98 |
4.27 |
6.47 |
0.73 |
0.53 |
0.53 |
0.31 |
|
Na2O |
4.54 |
4.35 |
7.27 |
2.71 |
4.50 |
8.93 |
6.62 |
4.16 |
3.54 |
4.52 |
3.01 |
6.00 |
|
K2O |
0.32 |
1.14 |
1.13 |
0.48 |
0.75 |
0.61 |
0.59 |
0.37 |
4.74 |
5.09 |
4.80 |
3.89 |
|
P2O5 |
0.37 |
0.89 |
1.89 |
1.49 |
0.70 |
2.03 |
0.88 |
0.82 |
0.16 |
0.19 |
0.12 |
0.13 |
|
LOI |
2.89 |
8.87 |
2.98 |
7.16 |
1.24 |
1.82 |
2.70 |
4.64 |
2.58 |
1.27 |
0.98 |
0.53 |
|
Total |
100.21 |
100.01 |
99.95 |
99.80 |
99.73 |
99.75 |
100.13 |
99.92 |
100.36 |
100.17 |
100.89 |
100.17 |
|
Cs |
< 0.5 |
2.5 |
0.7 |
< 0.5 |
< 0.5 |
1 |
0.9 |
< 0.5 |
||||
|
Tl |
< 0.1 |
0.2 |
< 0.1 |
< 0.1 |
< 0.1 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
||||
|
Ga |
20 |
33 |
26 |
21 |
19 |
38 |
33 |
18 |
||||
|
Rb |
9 |
13 |
15 |
5 |
3 |
127 |
90 |
105 |
||||
|
Ba |
264 |
513 |
138 |
405 |
362 |
936 |
929 |
634 |
||||
|
Th |
2.3 |
4.8 |
5.3 |
1.9 |
2.2 |
17 |
17.4 |
14.9 |
||||
|
U |
0.7 |
4 |
1.7 |
0.5 |
0.6 |
3.9 |
4.6 |
3.5 |
||||
|
Nb |
30 |
45 |
65 |
26.01 |
31 |
38 |
38 |
30 |
||||
|
Ta |
2.2 |
2.3 |
4.5 |
1.8 |
1.8 |
3.7 |
3.4 |
2.9 |
||||
|
La |
27.5 |
42.2 |
59.2 |
23.7 |
21.9 |
60.9 |
44.9 |
78.5 |
||||
|
Ce |
61.3 |
88.6 |
131 |
52.7 |
49.1 |
123 |
98.9 |
160 |
||||
|
Pb |
1.76 |
20 |
7 |
1.67 |
1.65 |
19 |
31 |
12 |
||||
|
Pr |
7.99 |
10.8 |
15.9 |
7.02 |
6.22 |
14.4 |
11 |
18 |
||||
|
Mo |
< 2 |
6 |
2 |
< 2 |
< 2 |
4 |
2 |
< 2 |
||||
|
Sr |
346 |
320 |
381 |
600 |
560 |
154 |
162 |
51 |
||||
|
Nd |
36.2 |
45.3 |
67.9 |
31.4 |
27.3 |
55.7 |
43.4 |
69.7 |
||||
|
Sm |
8.5 |
10.2 |
14.8 |
6.7 |
6.2 |
11.5 |
9.5 |
13.7 |
||||
|
Zr |
157 |
246 |
157 |
128 |
124 |
583 |
456 |
390 |
||||
|
Hf |
4.2 |
6.4 |
1.5 |
3.4 |
3.3 |
15.6 |
12.1 |
10.5 |
||||
|
Eu |
3.37 |
3.29 |
4.37 |
2.61 |
2.65 |
1.66 |
1.27 |
2.08 |
||||
|
Sn |
1 |
3 |
2 |
< 1 |
1 |
5 |
4 |
1 |
||||
|
Sb |
0.7 |
6.4 |
< 0.5 |
< 0.5 |
< 0.5 |
15.6 |
6.9 |
1.6 |
||||
|
Gd |
8.4 |
9.7 |
14.1 |
6.4 |
5.9 |
9.9 |
8 |
12.8 |
||||
|
Tb |
1.3 |
1.5 |
2.2 |
0.9 |
0.8 |
1.6 |
1.5 |
1.9 |
||||
|
Dy |
7.2 |
8.5 |
12.7 |
5.1 |
4.8 |
10.1 |
9.8 |
10.8 |
||||
|
Y |
36 |
43 |
66 |
29 |
25 |
50 |
57 |
56 |
||||
جدول 1- ادامه
|
Lithology |
Basalt |
Rhyolite |
||||||||||
|
Sample |
S1 |
E- 02 |
E- 12 |
E- 01 |
E- 11 |
E- 13 |
P2- B4 |
S16 |
E- 07 |
E- 06 |
E- 08 |
B3 |
|
Ho |
|
|
|
1.3 |
1.6 |
2.3 |
0.9 |
0.9 |
|
2 |
2.1 |
2 |
|
Er |
|
|
|
3.4 |
4.4 |
6.3 |
2.6 |
2.5 |
|
6.1 |
7.1 |
5.8 |
|
Tm |
0.46 |
0.62 |
0.87 |
0.36 |
0.34 |
1.01 |
1.19 |
0.9 |
||||
|
Yb |
2.7 |
4 |
5.5 |
2.3 |
2.1 |
7.2 |
8.6 |
5.9 |
||||
|
Lu |
0.42 |
0.61 |
0.81 |
0.32 |
0.3 |
1.13 |
1.3 |
0.9 |
||||
|
V |
254 |
364 |
30 |
251 |
206 |
29 |
30 |
17 |
||||
|
Cr |
30 |
180 |
20 |
30 |
30 |
100 |
100 |
60 |
||||
|
Co |
50 |
138 |
18 |
63 |
33 |
28 |
49 |
1 |
||||
|
Ni |
< 20 |
220 |
< 20 |
< 20 |
< 20 |
40 |
60 |
< 20 |
||||
|
Cu |
20 |
110 |
20 |
20 |
20 |
50 |
60 |
< 10 |
||||
|
Zn |
170 |
140 |
150 |
110 |
100 |
60 |
60 |
< 30 |
||||
|
Ge |
2 |
3 |
2 |
2 |
2 |
2 |
2 |
< 1 |
||||
|
Th/Nb |
0.08 |
0.11 |
0.08 |
0.07 |
0.07 |
0.45 |
0.46 |
0.50 |
||||
سنگنگاری
سنگهای ریولیتی (شکلهای 3- A تا 3- B) با بافت پورفیری با زمینة فلسیتیک ریزبلور تا نهانبلور هستند. این ویژگی نشان میدهد ماگما دچار فوران و سردشدگی سریع شده است. بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز و آلکالیفلدسپار از کانیهای فنوکریست این سنگها هستند (شکلهای 3- A و 3- B). کانیهای کدر، آپاتیت و زیرکن از کانیهای فرعی این سنگها بهشمار میروند. سرشت کانیهای مافیک سنگهای ریولیتی منطقه بهعلت اکسیدهشدن روشن نیست.
سنگهای بازالتی بررسیشده (شکلهای 3- C تا 3- F) بافت اینترسرتال، میکرولیتی جریانی، میکروپورفیریتیک و گاه آمیگدالوییدال دارند. پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین از کانیهای اصلی این سنگها هستند که بهصورت درشتبلور و در زمینه حضور دارند (شکلهای 3- C و 3- D). کانیهای آپاتیت و کدر از کانیهای کمیاب هستند. بیشتر بلورهای الیوین ایدنگسیتی و کلریتی شدهاند و بهندرت بخشهای سالم در آنها دیده میشود (شکل 3- E). بلورهای کلینوپیروکسن (شکل 3- F) بهطور بخشی تا کامل با کلریت و کلسیت جایگزین شدهاند. بلورهای پلاژیوکلاز کشیده، تیغهایشکل هستند و ماکل پلیسینتتیک و کارلسباد دارند. این بلورها بهطور بخشی تا کامل با آلبیت جایگزین شدهاند. ﺷﯿﺸـﮥ زﻣﯿﻨـﮥ ﺳﻨﮓ ﺑﺎ ﮐﻠﺮﯾﺖ ﺟﺎﯾﮕﺰﯾﻦ ﺷﺪه است و آمیگدالها ﺑـﺎ ﮐـﺎﻧﯽهـﺎی ﮐﻠﺴﯿﺖ و ﮐﻠﺮﯾﺖ ﭘﺮ ﺷﺪهاﻧﺪ.
شیمی سنگ کل
ازآنجاییکه سنگهای آتشفشانی بررسیشده قدیمی هستند و بیشترشان دچار دگرسانی شدهاند، هنگام نمونهگیری بسیار دقت شد نمونههای با کمترین رگ و رگچه کربناتی و نیز نمونههای با میزان آمیگدال کمتر برگزیده شوند. با وجود این، در برخی نمونهها، بهعلت وجود کانیهای پراکنده دگرسانی مانند کلریت و کانیهای کربناته، مقدار LOI بالاست. از اینرو، ازآنجاییکه عنصرهای اصلی تحرکپذیری به درجات مختلف دارند و بیشتر آنها، مگر Al2O3 و TiO2 ± P2O5، متحرک هستند (Jenner, 1996)، در این بررسی سنگزایی برپایة عنصرهای نامتحرک مانند REEها و عنصرهای با میدان مقاومت بالا (HFSE) تفسیر شده است.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از سنگهای آتشفشانی کربونیفر شمالباختری مرند. A، B) بافت پورفیری در سنگهای ریولیتی منطقه و حضور فنوکریستهای کوارتز، پلاژیوکلاز (Pl) و آلکالیفلدسپار (Afs) در زمینة فلسیتیک؛ C) بافت اینترگرانولار تا اینترسرتال با کانیهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن (Cpx)، کانیهای کدر و کلریت در بازالتهای منطقه؛ D) بافت میکرولیتی جریانی در سنگهای بازالتی؛ E) فنوکریست الیوین (Ol) ایدنگسیتیشده در زمینة اینترگرانولار تا اینترسرتال در بازالتها؛ F) فنوکریست کلینوپیروکسن در زمینة اینترگرانولار تا اینترسرتال در بازالت (تصویرهای A، B و F در PPL و تصویرهای C، D و E در XPL؛ نام اختصاری کانیها از Whitney و Evans (2010))
سنگهای آتشفشانی بررسیشده ترکیب آلکالیبازالت و ریولیت دارند (شکل 4). همانگونهکه در این نمودار دیده میشود، ویژگی مهم ولکانیسم منطقة بررسیشده سرشت بایمدال (دوگانه) آنست. درصدوزنی SiO2 در ریولیتها برابربا 64/69 تا 27/75 است. این سنگها با مقدار K2O برابربا 9/3- 1/5 درصدوزنی و Na2O برابربا 3- 6 درصدوزنی و مجموع عنصرهای آلکالن بالا (81/7 تا 89/9 درصدوزنی) شناخته میشوند (جدول 1). تمرکز بالای عنصرهایی مانند Ga، Zr، Nb و Y در این ریولیتها ویژگی شاخص سنگهای فلسیک درونصفحهای و نوع A است و در نمودارهای تشخیصی Ga/Al دربرابر Zr (Whalen et al., 1987) در محدودة گرانیتوییدهای نوع A جای گرفتهاند (شکلهای 5- A و 5- B). در گرانیتوییدهای نوع A، مقدار Na2O+K2O،Fe/Mg و Ga/Al بیشتر و CaO و Sr کمتر از گرانیتوییدهای نوع I است (Eby, 1992). برپایة Patiño Douce (1997)، ویژگی نوع A این ریولیتها با مقدار نسبتاً بالای TiO2/MgO این سنگها (جدول 1) نیز سازگار است. سنگهای ریولیتی منطقه از FeO نسبت به MgO غنیشدگی نشان میدهند (شکل 5- C). ریولیتهای بررسیشده الگوی غنیشده از LREE نسبت به HREE دارند. همچنین، نسبت La/Yb آنها برابربا 20/5- 30/13 است و آنومالی منفی Eu (Eu/Eu* برابربا 45/0- 48/0) دارند.
شکل 4- ترکیب سنگهای آتشفشانی کربونیفر شمالباختری مرند در نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)
شکل 5- ترکیب سنگهای آتشفشانی کربونیفر شمالباختری مرند در: A) نمودار Zr+Y+Nb+Ce دربرابرFeO*/MgO؛ B) نمودار Ga/Al دربرابر Zr برای شناسایی سنگهای فلسیک گوناگون (Whalen et al., 1987)؛ C) نمودار SiO2 دربرابرFeO*/MgO FeO* (Frost and Frost, 2011)؛ D) نمودار تشخیصی SiO2 دربرابر Na2O+K2O-CaO (Frost and Frost, 2011)
در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده با گوشتة اولیه این سنگها آنومالی منفی Nb، Ta،Sr، P و Ti نشان میدهند (شکل 6). این ویژگیها اساساً سنگهای ریولیتی منطقه را قابل مقایسه با ماگماهای گرانیتوییدی نوع A میکنند.
بازالتهای بررسیشده نفلین نرماتیو دارند و مقدار SiO2 (56/40- 71/51 درصدوزنی) کمی نشان میدهند. مقدار MgO برابربا 80/1- 23/8 درصدوزنی، CaO برابربا 98/2- 54/9 درصدوزنی و TiO2 برابربا 53/1- 75/3 درصدوزنی است. Na2O+K2O در این سنگها برابربا 19/3 تا 54/9 درصدوزنی است و نسبت K2O/Na2O = 04/0 تا 26/0 نشاندهندة سدیکبودن آنهاست. بازالتها از عنصرهای HFSE غنی هستند و مقدار Zr= 124- 246 پیپیام، Nb=26- 65 پیپیام و Y= 25- 66 پیپیام دارند. در نمودار پیشنهادیِ Floyd و Winchester (1977) که برپایة عنصرهای نامتحرک است (شکل 4)، نسبت Nb/Y شاخص آلکالینیتی (7/0< Nb/Y= آلکالن و 7/0> Nb/Y= سابآلکالن) دانسته شده است. برپایة این نمودار، بازالتهای منطقة بررسیشده نسبت بالای Nb/Y (83/0- 24/1) دارند و سرشت آلکالن نشان میدهند.
شکل 6- ترکیب سنگهای آتشفشانی کربونیفر شمالباختری مرند در نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به: A، B) ترکیب کندریت؛ C، D) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (ترکیب کندریت و گوشتة اولیه برگرفته از Sun و McDonough (1989) است)
الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بازالتها نشاندهندة غنیشدگی آنها از LREE و تهیشدگی از HREE است. نسبت La/Yb این سنگها از 2/10 تا 8/10 در نوسان است. این سنگها آنومالی کمی منفی تا مثبت Eu (Eu/Eu*=0.92-1.34) دارند. در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، بازالتها مشابه با بیشتر بازالتهای جزیرههای اقیانوسی غنیشدگی از Nb و Ta دارند و با آنومالی منفی K و Rb نسبت به La، Ta و Ba شناخته میشوند (شکل 6).
سنگزایی سنگهای فلسیک
برپایة شکل 5، ریولیتهای منطقه از نوع A (غیرکوهزایی) هستند. باور بر اینست که این سنگها از ماگماهای نسبتاً دما بالا پدید میآیند. سازوکارهای پیشنهادی برای پیدایش سنگهای فلسیک نوع A شامل تبلوربخشی ماگماهای بازالتی آلکالن همراه با آلایش پوستهای، ذوببخشی گوشته یا پوسته و آمیختگی ماگمایی میان مذابهای پدیدآمده از پوسته و ماگماهای جداشده از گوشته هستند (Whalen et al., 1987; Jiang et al., 2005; Yang et al., 2006; Wang et al., 2010). بررسیهای زمینشیمیایی و بررسیهای تجربی نشان میدهند گرانیتهای نوع A در دماهای بالاتری نسبت به گرانیتهای کالکآلکالن پدید میآیند (King et al., 2001). این نکته نشاندهندة نامحتملبودن تبلوربخشی گستردة ماگماهای مافیک و حد واسط جداشده از گوشته در پیدایش گرانیتهای نوع A است. در نمودارهای Zr دربرابر Nb و TiO2 (شکل 7)، بازالتها و ریولیتها روندهای متفاوتی دارند؛ ازاینرو، مقدار عنصرهای کمیاب و نسبت این عنصرها در بازالتها و ریولیتها احتمال همخاستگاهبودن آنها را منتفی میکند. دوگانهبودن ولکانیسم در منطقه و نبود سنگهای با ترکیب حد واسط نیز خاستگاه متفاوت ماگماهای بازیک و فلسیک منطقه را نشان میدهند.
شکل 7- ترکیب سنگهای آتشفشانی کربونیفر شمالباختری مرند در: A) نمودار Zr دربرابر TiO2؛ B) نمودار Zr دربرابر Nb
مقدار بالای SiO2 و مقدار پایین MgO در سنگهای ریولیتی بررسیشده جدایش آنها بهطور مستقیم از ذوببخشی درجات پایین گوشته را منتفی میکنند. مقدار Zr/Hf در سنگهای پوستهای متوسط برابربا 30 تا 40 و در سنگهای گوشته برابربا 35 تا 45 است (Wedepohl and Baumann, 1999). مقدار این نسبت در سنگهای ریولیتی منطقه (17/37 تا 69/37)، بههمراه آنومالی مثبت Zr و Hf نشاندهندة خاستگاه پوستهای آنهاست. مقدار کمِ Nb/Ta ریولیتهای منطقه (27/10 تا 18/11) نیز در مقایسه با مقدار آن در ترکیب پوسته (10- 12) و گوشته (5/17) (Taylor and Mclennan, 1985) با خاستگاه پوستهای آنها همخوانی دارد. در نمودارهای Y/Nb دربرابر Yb/Ta و Y/Nb دربرابر Ce/Nb، ترکیب ریولیتها به ترکیب برآوردشده برای پوستة قارهای کل بسیار نزدیک است (شکل 8) و این نکته نشان میدهد این سنگها خاستگاه پوستهای دارند.
شکل 8- ترکیب سنگهای آتشفشانی (ریولیتها) کربونیفر شمالباختری مرند در نمودارهای تشخیصی زمینشیمیایی (Eby, 1992) (A1: ماگماهای گرانیتوییدی نوع A با خاستگاه گوشتهای؛ A2: ماگماهای گرانیتوییدی نوع A با خاستگاه پوستهای)
با درنظرگرفتن خاستگاه پوستهای و همچنین، سرشت نوع A برای سنگهای بررسیشده، دو الگوی زایشی برای این سنگها پیشنهاد میشود:
1- ذوببخشی درجه پایین گرانولیت خشک که در پیه خروج مذاب گرانیتی پیشین تهی شده است (Clemens et al., 1986; Whalen et al., 1987)؛
2- ذوب دوبارة خاستگاه تونالیتی یا گرانودیوریتی در دمای بالا (Creaser et al., 1991; Patiño Douce, 1997).
سنگ گرانولیتی دیرگداز که سنگهای پوستهای پیشتر از ذوب آن پدید آمده است، سنگی است که از آلکالیها نسبت به Al و از TiO2 نسبت به MgO تهی شده است (Patiño Douce and Beard, 1995, 1996). ذوب دوبارة این سنگ بجامانده مذابی با نسبتهای TiO2/MgO و Na2O+K2O/Al2O3 بالا تولید نمیکند. برپایة بررسیهای Patiño Douce (1997)، ذوب آبگیری تونالیت یا گرانودیوریت با بجاماندة غنی از پلاژیوکلاز در دماهای بالا توان پدیدآوردن مذابهای تیپ A را دارد که در آنها نسبت TiO2/MgO و Na2O+K2O/Al2O3 بالا و مقدار کم CaO است و سرشار از HFSE (مانند Zr و Y) و تهی از Eu و Sr هستند. این ویژگیها با ویژگیهای زمینشیمیایی ریولیتهای منطقة بررسیشده همخوانی دارند. برپایة Eby (1992)، مقدار بالای Y/Nb در ریولیتهای بررسیشده (3/1- 9/1) نشان میدهد این سنگها تحتتأثیر پوستة قارهای بالایی نیز بودهاند. ازآنجاییکه در شرایط دما بالا ویسکوزیتة مذاب کم است، شرایط مذاب برای بالاآمدن در درجات ذوببخشی کم بهتر بوده است.
سنگزایی بازالتها
- تبلوربخشی و آلودگی پوستهای
در ماگماهای اولـیة مذابهای بازالـتی مقدار ppm1000Cr>، ppm400Ni> (Wilson, 1989) و 73Mg#> است (Sharma, 1997). بازالتهای بررسیشده با مقدار کم Cr و MgO، سرشت جدایشیافته دارند که نقش تبلوربخشی الیوین و پیروکسن هنگام بالاآمدن مذاب به سطح را نشان میدهند (Cox, 1989).
در نمودار MgO دربرابر Mg#، بازالتهای منطقه کنترل فرایند تبلوربخشی توسط الیوین+کلینوپیروکسن را نشان میدهند (شکل 9). افزایش نسبت CaO/Al2O3 این بازالتها با افزایش مقدار MgO نیز با تبلوربخشی کلینوپیروکسن سازگار است (شکل 9).
آنومالی منفی ضعیف و بیشتر مثبت Eu نشان میدهد جدایش پلاژیوکلاز در پیدایش آنها نقش چندانی نداشته است و شاید تبلوربخشی در ژرفای بیشتری روی داده است. آنومالی مثبت Eu پیامد تجمع پلاژیوکلاز هنگام جدایش مذاب بازالتی دانسته میشود (Hanson, 1980).
هنگام بالاآمدن ماگمای بازالتی، تبلوربخشی شاید با آلودگی پوستهای (فرایند AFC) همراه شود. ازآنجاییکه پوستة قارهای از Nb-Ta تهی و از Th، Zr و LREEها سرشار است، انتظار میرود ماگمای بازالتی از پوستهای با مقادیر بالایی از نسبتهای Zr/Nb، La/Nb، Th/La, و La/Sm متأثر باشد (Hawkesworth et al., 1995). نبود هماهنگی منفی میان Th/Ta و Nb/La در آلکالیبازالتهای منطقه نشاندهندة نقش ناچیز فرایند آلودگی پوستهای در پیدایش آنهاست (شکل 9- C).
نسبت Ce/Pb در سنگهای پوستة قارهای زیرین کمتر از 20 و در بازالتهای اقیانوسی (مورب و بازالتهای جزیرههای اقیانوسی) بیشتر (5±25) است و این ویژگی نشاندهندة ترکیب گوشتة زمین است (Hofmann et al., 1986). در بازالتهای بررسیشده (مگر یکی از نمونهها که نسبتهای Ce/Pb و Nb/U کمتری نشان میدهد) نسبتهای Ce/Pb و Nb/U بالا (بهترتیب: 71/18- 65/30 و 5/28- 42) هستند (شکل 9- D). نسبت کم Th/Nb (جدول 1) در نمونههای بازالتی منطقه نیز گویای نقش ناچیز آلودگی پوستهای است. نسبتهای کم Ce/Pb و Nb/U در یکی از نمونههای بازالتی شاید پیامد آلایش و یا خطای تجزیه است. با وجود این، شاید پیامد هوازدگی نیز باشد.
شکل 9- ترکیب سنگهای آتشفشانی (بازالتها) کربونیفر شمالباختری مرند در: نمودارهای نسبت عنصرهای اصلی و کمیاب (دادههای ترکیب بازالتهای اقیانوسی از Hofmann و همکاران (1986) و دادههای ترکیب پوستة قارهای از Rudnick و Gao (2003) هستند؛ LCC= پوستة قارهای زیرین؛ UCC= پوستة قارهای بالایی)
- ذوببخشی
ذوببخشی درجه پایین خاستگاه گوشتة پریدوتیتی در فشار بالا، مذابهای آلکالن نفلین نرماتیو را پدید میآورد (Kushiro, 1996). الگوی عنصرهای کمیاب بازالتهای منطقه، بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 6) و موقعیت آنها بالای خط ΔNb و در محدودة OIB (شکل 10) نشاندهندة دخالت خاستگاه سستکرهای یا پلوم گوشتهای در پیدایش آنهاست (Fitton et al., 1997; Condie, 2005). با توجه به گسترش نهچندان بسیار بازالتها در منطقه، ذوب مستقیم خاستگاه پلوم گوشتهای در پیدایش این سنگها منتفی است.
تبلوربخشی مجموعهای مانند الیوین و پیروکسن نمیتواند تغییرات چندانی در نسبت عنصرهای خاکی کمیاب پدید آورد. ازاینرو، نسبتهای عنصرهای خاکی کمیاب میتوانند در شناخت کانیشناسی خاستگاه و نیز مقدار و ژرفای ذوببخشی بهکار برده شوند (Thirwall et al., 1994). ذوببخشی گارنت یا اسپینلپریدوتیت، غنیشدگی از LREE و نسبت بالای La/Yb مذاب را در پی دارد. با وجود این، درجة غنیشدگی از MREE نسبت به HREE به گارنتداربودن خاستگاه هنگام ذوب بستگی دارد؛ زیرا گارنت بیشتر ترجیح میدهد HREE را نسبت به MREE در خود نگه دارد. این ویژگی تغییرات بزرگی را در نسبت MREE/HREE مذابهایی بهدنبال دارد که ذوببخشی آنها در محدودة گارنتپریدوتیت و نه در محدودة اسپینلپریدوتیت روی میدهد. برپایة شکل 11 ذوببخشی در محدودة اسپینلپریدوتیت تغییراتی در نسبت Dy/Yb بازالتهای منطقه پدید نمیآورد.
شکل 10- ترکیب سنگهای آتشفشانی (بازالتها) کربونیفر شمالباختری مرند در نمودار نسبت Zr/Y دربرابر Nb/Y (Condie, 2005)
با وجود این، ذوببخشی در محدودة گارنتلرزولیت نیز تغییرات دیدهشده در نسبتهایDy/Yb بازالتها را بهدنبال دارد؛ زیرا کمترین نسبت Dy/Yb در نمونهها به درجات ذوببخشی بالایی از خاستگاه گارنتلرزولیت نیاز دارد (بیشتر از 20%). افزونبر این، ذوب در محدودة گارنتلرزولیت نیز به تنهایی نمیتواند مقادیر Yb در بازالتها را بالا ببرد؛ زیرا Yb در گارنت موجود در خاستگاه نگه داشته میشود. ازاینرو، نسبت عنصرهای خاکی کمیاب بازالتهای بررسیشده با ذوببخشی درجه پایین خاستگاه گوشتهای اسپینل و گارنت لرزولیتی همخوانی دارد (شکل 11).
شکل 11- ترکیب سنگهای آتشفشانی (بازالتها) کربونیفر شمالباختری مرند در نمودار La/Yb دربرابر Dy/Yb (Shaw et al., 2003)
جایگاه زمینساختی
نتایج این بررسی نشان میدهند سنگهای ریولیتی بررسیشده ویژگی ماگماهای نوع A را دارند و از ذوببخشی پوستة قارهای پدید آمدهاند. سنگهای فلسیک نوع A معمولاً در جایگاههای زمینساختی کششی پدید میآیند (Eby 1992; Wang et al., 2010). سنگهای فلسیک منطقه، همراه و همزمان با سنگهای بازالتی هستند که سرشت دوگانة ماگماتیسم در منطقه را نشان میدهند که ویژة محیطهای زمینساختی کششی است. این محیط کششی چهبسا در جایگاه پشتکمان (Shinjo and Kato, 2000)، در جایگاه پس از کوهزایی (Fan et al., 2001) یا محیط کافت قارهای (Chen et al., 2017) رخ میدهد. سنگهای فلسیک بررسیشده مقدار Nb و Y بالایی دارند و در نمودارهای تشخیص زمینساختی پیشنهادیِ Pearce (1996)، در محدودة پیشنهادی برای گرانیتوییدهای درونصفحهای جای گرفتهاند (شکل 12).
شکل 12- ترکیب سنگهای آتشفشانی (ریولیتها) کربونیفر شمالباختری مرند در نمودارهای تشخیص محیط زمینساختی (Pearce, 1996)
بازالتهای بررسیشده سرشت آلکالن دارند و در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده با گوشتة اولیه، آنومالی مشخص Nb-Ta نشان نمی دهند. این ویژگی متفاوت از بازالتهای محیط پشتکمان است که ویژگیهای زمینشیمیایی مشابه با هر دو مورب و کمان را دارند (Saunders and Tarney, 1984). همچنین، از بازالتهای پس از کوهزایی (که با آنومالی منفی مشخص از Nb-Ta شناخته میشوند و معمولاً از گوشتة سنگکرهای متاسوماتیزشده پدید آمدهاند) متفاوت هستند. در بازالتهای بررسیشده نسبت Zr/Y بالاست و در نمودار پیشنهادیِ Pearce و Norry (1999)، در محدوده بازالتهای درونصفحهای در جایگاه کافت قارهای جای گرفتهاند (شکل 13). این ویژگی با سرشت آلکالن این سنگها نیز همخوانی دارد (Pearce and Cann, 1973).
مجموعة این ویژگیها بههمراه الگوهای مشابهِ بازالتهای جزیرههای اقیانوسی (OIB) نشان میدهند ولکانیسم در منطقة شمالباختری مرند در زمان کربنیفر شاید از نوع کافت قارهای و غیرکوهزایی بوده است. برپایة بررسیهای Saccani و همکاران (2013) و Shafaii Moghadam و همکاران (2015)، که ماگماتیسم مرتبط با کافتزایی در زمان کربنیفر (مانند: تودههای آذرین درونیِ میشو و قوشچی) را در منطقة شمالباختری ایران (شکل 1) گزارش کردهاند، بهنظر میرسد سنگهای آتشفشانی منطقة بررسیشده همارز بیرونیِ تودههای آذرین درونی قوشچی و میشو هستند. ازاینرو، در زمان کربونیفر، در منطقة شمالباختری ایران، رویداد ولکانیسم و پلوتونیسم مرتبط با کشش و کافتزایی مقدمة پیدایش اقیانوس نئوتتیس بوده است.
شکل 13- ترکیب سنگهای آتشفشانی (بازالتها) کربونیفر شمالباختری مرند در نمودارهای تشخیص محیط زمینساختی (Pearce and Norry, 1973; Meschede, 1986)
برداشت
توالی آتشفشانی رسوبی منطقة بررسیشده به سن کربنیفر دربرگیرندة تناوب ماسهسنگ، سنگآهک، شیل، کنگلومرا و سنگهای آتشفشانی با ترکیب اسیدی و بازیک است. این توالی زیر توالیهای رسوبی پرمین (سازند درود) و روی سنگهای رسوبی سازند جیرود به سن دونین بالایی- کربنیفر زیرین تهنشست یافته است. ماگماتیسم در این توالی سرشت دوگانه دارد و دربردارندة سنگهای بازالتی و ریولیتی و نهشتههای آذرآواری معادل است. ریولیتها تمرکز بالایی از عنصرهای Ga، Zr،Nb و Y و مقادیر Na2O+K2O، Fe/Mg، Ga/Al و TiO2/MgO دارند که از ویژگیهایِ ماگماهای فلسیک درون صفحهای و سنگهای فلسیک نوع A بهشمار میرود. ریولیتهای بررسیشده با الگوی غنیشده از LREE نسبت به HREE و آنومالی منفی Eu شناخته میشوند. سنگهای بازالتی نفلین نرماتیو دارند و سرشت جدایشیافته نشان میدهند. این سنگها Na2O+K2O بالا و نسبت K2O/Na2O پایین دارند و سدیک هستند. بازالتها از عنصرهای HFSE غنی هستند و مقدار Zr، Nb و Y بالایی دارند. این سنگها از LREE غنیشدگی و از HREE تهیشدگی نشان میدهند. همچنین، از Nb و Ta غنیشدگی دارند و با آنومالی منفی K و Rb نسبت به La، Ta و Ba شناخته میشوند. این ویژگیها همانند ویژگیهای بازالتهای جزیرههای اقیانوسی هستند. با توجه به روندهای متفاوت عنصرهای کمیاب و دوگانهبودن سرشت سنگهای آتشفشانی بررسیشده و نبود سنگهای با ترکیب حد واسط، بازالتها و ریولیتها خاستگاه متفاوتی دارند. بهنظر میرسد سنگهای ریولیتی از ذوب آبگیری تونالیت یا گرانودیوریت با بجاماندة سرشار از پلاژیوکلاز در دماهای بالا پدید آمدهاند. همانندیِ ویژگیهای عنصرهای کمیاب در بازالتها به ترکیب OIB و مقادیر ΔNb بالا نشاندهندة دخالت خاستگاه سستکرهای در پیدایش این سنگها هستند. این سنگها از ذوببخشی خاستگاه گوشتة سستکرهای گارنت- اسپینل لرزولیتی پدید آمدهاند که در هنگام بالاآمدن دچار جدایش بلورین شدهاند. فعالیت ماگمایی در منطقه با زمینساخت کششی و کافتزایی قارهای همراه بوده است. با بالاآمدگی گوشته، کشش در سنگکرة قارهای رخ داده است و مذاب بازالتی دید آمده است. ماگمای بازالتی با نفوذ به زیر پوسته و فراهمکردن گرما و سیالها، شرایط ذوب پوسته را فراهم کرده است که نمود آن فوران ریولیتهای نوع A در منطقه است.
)
