Investigation of the evolution of arc: Azadegan magmatic rocks, north of Shahrekord, Sanandaj-Sirjan zone

Document Type : Original Article

Authors

1 Assistant professor, department of geology, faculty of science, Payam Noor university, Iran

2 Associate Professor Department of Geology, Payame Noor University, Iran

3 M.Sc. Student, Department of Geology, Payame Noor University, Iran

Abstract

The magmatic complex of Azadegan, composed of basalt, andesitic basalt, andesite, gabbro and diorite, located 45 km northwest of Shahrekord and in the middle part of the Sanandaj-Sirjan zone.. The study rocks are dominated by plagioclase, olivine, pyroxene, hornblende as well as biotite and calcite as minor minerals. Geochemically, the rocks under study are calc-alkaline in nature and are characterized by Ce, Zr, Ba, and Sr depletion. Chondorite- normalized REE pattern illustrates LREE enrichment relative to HREE. Geochemical data of the studied samples indicate partial melting of the mantle source with the influence of fluids and sediments of the subducted crust during subduction. The ratio of Th/Yb (2-2.75) values are in consistent with those of the mature arc islands magma. Also, Ce /Y and Sr/Y ratios indicate the thickening of arc islands along with orogenic processes and maturation of arc islands in the study area. The for mentioned ratios also represent the thickness of crust up to 50 km., during orogenic processes at the end of subduction stages of the Neotethys.

Keywords

Main Subjects

Full Text

پهنه‌های فرورانش، محل پیدایش پوستة قار‌ه‌ای هستند (Taylor and McLennan, 1985; Grove et al., 2012; Jagoutz and Kelemen, 2015; Delavault et al., 2016) و پهنه‌های فرورانش کنونی، کلیدی برای تفسیر شواهد فرورانش قدیمی ‌به‌شمار می‌روند. پهنه‌های فرورانش شامل کمان جزیره‌های کمانی و حاشیة فعال قار‌ه‌ای هستند که به‌ترتیب روی سنگ‌کرة اقیانوسی و قار‌ه‌ای جای دارند (Condie, 1989; Wilson, 1989). رده‌بندی جزیره‌های کمانی عبارتست از:

1- جزیره‌های کمانی و آنهایی که روی پوسته نازک سیلیسی پدید می‌آیند؛

2- جزیره‌های کمان قاره‌ای، شامل جزیره‌های کمانی که روی پوستة قار‌ه‌ای تکامل‌یافته یا روی حاشیة نازک پوستة قار‌ه‌ای اصلی پدید می‌آیند؛

3- کمان‌های نوع آند که روی حاشیة قار‌ه‌ای با پوستة ضخیم پدید می‌آیند (Bailey, 1981).

به‌تازگی رده‌بندی جدید و متفاوتی در این‌باره پیشنهاد شده است:

1- کمان‌های درون‌اقیانوسی که روی پوستة اقیانوسی نازک پدید می‌آیند؛

2- جزیره‌های کمانی که روی پوستة اقیانوسی ضخیم پدید می‌آیند؛

3- همة حاشیه‌های قار‌ه‌ای فعال (Xia and Li, 2019).

اینکه جزیره‌های کمانی در چه مرحلة زمانی، تکاملی و بلوغ پدید آیند در سنگ‌زایی سنگ‌های ماگمای آن بسیار اثرگذار خواهد بود. جزیره‌های کمانی مرتبط با مراحل آغازین فرورانش درون‌اقیانوسی را نوپا[1] می‌نامند که ‌بیشتر با پوستة کمان نازک و نابالغ[2] و مجموعه سنگ‌های بازالت و آندزیت توله‌ایتی همراه هستند (Wilson, 1989; Stern, 2010; Safonova et al., 2017). مرحلة بعدی با پوستة کمان نسبتاً ضخیم و نمونه سنگ‌های آندزیتی و بازالتی کالک‌آلکالن تا شوشونیتی شناخته می‌شود. بررسی‌های گسترده‌ای روی سنگ‌های آتشفشانی جزیره‌های کمانی نشان‌دهندة پیدایش ماگما‌های سیلیسی- قلیایی توسط گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده به مرور زمان و در پی آن، ضخیم‌شدن تدریجی پوستة کمان هستند (Gill, 1981; Plank and Langmuir, 1998; Arculus, 1994; Annen et al., 2006; Tatsumi et al., 2008; Straub et al., 2015). به عبارتی با افزایش بلوغ جزیره‌های کمانی، سرشت ماگما از توله‌ایتی به شوشونیتی تغییر می‌کند. برپایة کار‌های اخیر، سرشت جزیره‌های کمانی اولیه تا بلوغ متغییر است و با بازالت‌های توله‌ایتی کم پتاسیک آغاز می‌شود که در مراحل آغازین، در پی ذوب‌بخشی گوشتة تهی‌شده پدید می‌آیند. سپس با جزیره‌های کمانی کالک‌آلکالن بالغ که به‌دنبال دخالت پوسته با غنی‌شدگی LREE/HREE و یا در پی ذوب‌بخشی گوشتة آبدار هنگام فرورانش مواد پوستة ضخیم کمان دنبال می‌شود. در مراحل پایانی جزیره‌های کمانی و در نقطة پایانی کوهزایی برخوردی، کمان‌های قار‌ه‌ای پدید می‌آیند که جایگاهی برای ذوب پوستة بالایی و پیدایش ماگما هستند.

بررسی سنگ‌های دگرگونی فشار بالا- دما کم رخسارة اکلوژیت در شمال شهرکرد نشان‌دهندة رخداد فرورانش در حاشیة پهنة سنندج- سیرجان است (Davoudian et al., 2008). همچنین، در بررسی پاراگنایس‌های حاشیة زاینده‌رود و متاگرانیت‌های منطقة آبادچی به جایگاه زمین‌ساختی حاشیة قار‌ه‌ای اشاره شده است (Heydari Chaloshtori, 2014; Riyahi Samani, 2015). به باور Moradi و همکاران (2018)، فرایند پیدایش بیشتر توده‌های نفوذی پهنة سنندج- سیرجان متأثر از فرورانش و بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس در امتداد حاشیة فعال قار‌ه‌ای است. بررسی زمین‌شیمیایی ماسه‌سنگ‌های شمال شهرکرد نشان‌دهندة حضور ساب‌لیتارنایت تا ساب‌آرکوز‌های پدیدآمده در محیط زمین‌ساختی حاشیة فعال قار‌ه‌ای است (Bahrami Taghanaki, 2021). تا کنون چندین رخنمون از سنگ‌های آتشفشانی توله‌ایتی تا کالک‌آلکالن تیپ جزیره‌های کمانی در شمال شهرکرد گزارش شده‌اند (Ahankoub et al., 2020; Emami and Khalili, 2009; Eliasi et al., 2011). با وجود این، در شمال‌باختری شهرکرد، در نزدیکی روستای آزادگان، رخنمون گسترده‌ای از سنگ‌های آتشفشانی آندزیت، بازالت و آندزیت بازالتی همراه با گابرو و دیوریت دیده می‌شود که تا کنون هیچگونه بررسی‌های زمین‌شناسی دربارة آن انجام نشده است. در این نوشتار، با استفاده از بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل به بررسی سنگ‌زایی، جایگاه زمین‌ساختی و بررسی الگوی بلوغ و تکامل این سنگ‌‌ها پرداخته‌ شده است.

 

زمین شناسی منطقه

مجموعة ماگمایی آزادگان در نزدیکی روستای آزادگان، میان طول‌های جغرافیایی ²09 ¢29 °50 و²20 ¢29 °50 خاوری و عرض‌های جغرافیایی ²10 ¢39 °32 و²18¢ 39 °32 شمالی در 45 کیلومتری شمال‌باختری شهرکرد و در چهارگوش نقشة زمین‌شناسی 1:250000 شهرکرد جای دارد (شکل 2).

از دیدگاه ساختاری، این منطقه در بخش میانی کمربند سنندج- سیرجان جای دارد. پهنة سنندج– سیرجان با مجموعه‌هایی از رخداد‌های دگرگونی، ماگماتیسم و زمین‌ساخت پی‌درپی در هنگام فاز‌های کوهزایی و زمین ساخت چهرة شناخته شد‌ه‌ای دارد.

 

 

شکل 1- نقشة زمین شناسی واحد‌های ساختاری کمربند کوهزایی زاگرس با تغییراتی پس از Shabanian و همکاران (2018)

 

حضور سنگ‌های دگرگونی تا رخسارة گرانولیت و حتی اکلوژیت، سنگ‌های آندزیتی و بازالتی و سنگ‌های رسوبی نشان‌دهندة ناآرامی و پویایی این پهنة زمین ساختی است (Aghanabati, 2004; Davoudian et al., 2016; Ahankoub et al., 2020). برپایة داده‌های صحرایی و نقشة زمین‌شناسی، در منطقة بررسی‌شده، رخنمون گسترده‌ای از رسوبات پرمین، مزوزوییک و سنوزوییک دیده می‌شود (شکل 2). این رسوبات به‌صورت آهک و دولومیت‌های پرمین، شیل و آهک‌های ژوراسیک و واحد‌های ماسه‌سنگی، آهکی و دولومیت‌های کرتاسه هستند. واحد‌های کواترنری نیز به‌صورت آبرفت و تراتست دیده می‌شوند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2- نقشة زمین‌شناسی منطقه آزادگان برگرفته از Zahedi و Ilikhchi (1994)

 

 

واحد‌های آذرین به‌صورت آندزیت، آندزیت بازالتی و بازالت با وسعت بسیار و دیوریت و گابرو با وسعت کم در منطقه رخنمون دارند (شکل‌های 3- A، 3- B و 3- C). در برخی بخش‌ها، در اطراف توده‌های آندزیتی، سنگ‌های آذرآواری با ترکیب توف‌های آندزیتی به رنگ سبز روشن با لایه‌بندی ظریف ریز‌دانه دیده می‌شوند. دگرسانی در این نمونه‌‌ها به‌صورت اپیدوتی دیده می‌شود. در برخی بخش‌ها، درون واحد‌های آذرین، رگه‌های تاخیری کلسیتی و سیلیسی دیده می‌شود. منطقة بررسی‌شده در 25 کیلومتری گسل اصلی زاگرس جای دارد؛ اما گسل‌های موازی و متقاطع با زاگرس در منطقه یافت می‌شوند که با عملکردشان جابجایی و پیدایش درزه و شکاف در واحد‌های سنگی منطقه را به‌دنبال داشته‌اند.

 

روش انجام پژوهش

پس از شناسایی و بررسی‌های زمین‌شناسی صحرایی منطقه، شمار 35 نمونه برداشت شد. از نمونه‌های سالم و هوانزده در دانشگاه اصفهان مقطع نازک تهیه شد. مقطع‌ها با میکروسکوپ الیمپوس دانشگاه پیام‌نورمرکز شهرکرد بررسی سنگ‌نگاری شدند. از میان نمونه‌های بررسی‌شده 10 نمونه برای آنالیز شیمیایی با دستگاه ICP-OES و ICP-MS برای تعیین عنصرهای اصلی، فرعی و خاکی کمیاب به شرکت زرآزمای تهران فرستاده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی با نرم‌افزار‌های GCDKit و اکسل پردازش شدند و در پایان با درکنارهم‌گذاشتن داده‌های صحرایی، آزمایشگاهی و تجزیة شیمیایی، به تجزیه، تحلیل و تفسیر سنگ‌های آذرین منطقه پرداخته شده ‌است.

 

 

 

شکل 3- A) رخنمون گستردة سنگ‌های ماگمایی در ارتفاعات آزادگان (دید رو به جنوب‌باختری)؛ B: رخنمون سنگ‌های ماگمایی (دید رو به شمال‌باختری)؛ C) رخنمون  سنگ‌های آندزیت در منطقة آزادگان

 

 

سنگ‌نگاری

داده‌های صحرایی و سنگ‌نگاری نشان‌دهندة حضور سنگ‌های آذرین با بازة ترکیبی آندزیت، آندزیت‌بازالتی و بازالت، گابرو و دیوریت در منطقة بررسی‌شده هستند که با رخنمونی برجسته در ارتفاعات آزادگان دیده می‌شوند. ترکیب کانی‌شناسی این سنگ‌‌ها پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول و الیوین با بافت پورفیری تا گرانولار دانه ریز تا دانه درشت است.

آندزیت‌‌ها و آندزی‌بازالت‌ها: بیشتر آندزیت‌‌ها و آندزی‌بازالت‌ها به رنگ سبز تا خاکستری روشن با بافت پورفیری تا گلومروپورفیری با رخنمون برجسته دیده می‌شوند. کانی اصلی در این سنگ‌‌ها فنوکریست‌های پلاژیوکلاز در زمینة دانه‌ریز همراه با کانی‌های مافیک اولیه شامل فنوکریست‌های پیروکسن و آمقیبول است. کانی‌های ثانویه ‌بیشتر شامل سریسیت، اپیدوت، کلسیت، کلریت و کوارتز هستند. کانی‌های کدر بیشتر شامل مگنتیت و ایلمنیت هستند. در برخی نمونه‌‌ها، دگرسانی سریسیتی و آرژیلیک و اورالیتی دیده می‌شود (شکل‌های 4-A و 4- B).

بازالت‌ها: با رنگ خاکستری تیره تا سیاه در منطقه رخنمون دارند. در نمونة دستی بازالت‌ها، فنوکریست‌های پیروکسن به‌خوبی دیده می‌شوند. فنوکریست‌های شکل‎دار تا نیمه شکل‌دار پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین از اصلی‌ترین کانی‌های این سنگ‌‌ها ‌به‌شمار می‌روند. الیوین‌‌ها گاه با حاشیة اکسیدی دیده می‌شوند. کانه ‌های کدر، اورالیتی‌شدن، سوسوریتی‌شدن، اپیدوتی‌شدن در این نمونه‌‌ها به فراوانی دیده می‌شود (شکل‌های 4- C و 4- D).

گابرو: ‌بیشتر با رخنمون کوچک با رنگ خاکستری تیره تا سیاه و ظاهری متراکم است. کانی‌های اصلی آن شامل پلاژیوکلاز، الیوین و پیروکسن با بافت گرانولار دانه درشت تا دانه متوسط است. در برخی بخش‌‌ها ایدنگزیتی‌شدن الیوین‌ها، اورالیتی‌شدن پیروکسن‌‌ها و سوسوریتی‌شدن پلاژیوکلاز‌ها دیده می‌شود. در این سنگ‌‌ها، کانی‌های کدر همراه با مجموعه کانی‌های ثانویه کلسیت، کلریت، اپیدوت، اورالیت، آلبیت دیده می‌شوند (شکل 4- E).

دیوریت‌ها: گاه با رخنمون‌های کوچک با رنگ خاکستری و مجموعه کانی‌های اصلی پلاژیوکلاز‌ها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، پیروکسن و آمفیبول، با بافت گرانولار دانه درشت تا دانه متوسط دیده می‌شوند. دگرسانی‌‌های سوسوریتی، کلریتی و اورالیتی‌شدن نیز در این نمونه ‌ها دیده می‌شوند (شکل 4- F).

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از سنگ‌های مجموعة آذرین آزادگان. A، B) تصویرهایی از فنوکریست‌های پیروکسن و الیوین در نمونة بازالت؛ C، D) کانی‌های پیروکسن و پلاژیوکلاز در نمونة آندزیت با بافت پورفیری؛ E) کانی‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول و پیروکسن در نمونة دیوریت با بافت گرانولار؛ F) کانی‌های الیوین و پیروکسن در نمونة گابرو با بافت گرانولار (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney and Evans (2010))

 

 

 

 

زمین‌شیمی سنگ کل

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی 10 نمونة آذرین آزادگان در جدول 1 آورده شده‌اند. در این نمونه‌‌ها مقدارSiO2 برابربا 41- 53 درصدوزنی، Al2O3 برابربا 14- 17 درصدوزنی، CaO برابربا 6- 17 درصدوزنی، Fe2O3 برابربا 5- 9 درصدوزنی، K2O برابربا 6/3 -62/0 درصدوزنی و MgO برابربا 4- 9 درصدوزنی است. کاربرد نمودار رده‌بندی TAS (Le Maitre et al., 1989) سرشت بازالتی و بازالت‌آندزیتی نمونه‌ها را نشان می‌دهد (شکل 5- A). در نمودار سه‌تاییِ Hf/3-Th-Nb/16 (Wood, 1980) نیز نمونه‌‌ها در محدودة بازالت‌های کالک‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 5- B). همچنین، در نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 در محدودة بازالت‌های ساب‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 5- C). با توجه به دگرسانی بالای نمونه‌‌ها، نمودارهای Yb دربرابر La و Th (Ross and Bédard, 2009) به‌کار برده شدند. در این نمودارها، نمونه‌‌ها در محدودة کالک‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل‌های 6- A و 6- B).

 

 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ‌های ماگمایی آزادگان (اکسید عنصرها برپایة درصدوزنی و عنصرها برپایة ppm)

Sample No.

Sample1

Sample2

Sample3

Sample4

Sample5

Sample8

Sample12

Sample15

Sample16

Sample17

SiO2

41.65

47.06

48.8

50.35

53.69

51.8

44.36

47.93

49.58

52.75

TiO2

0.6

0.66

0.77

0.82

0.72

0.75

0.63

0.715

0.795

0.735

Al2O3

14.49

16.06

16.63

17.3

16.62

17.09

15.28

16.35

16.97

16.86

Fe2O3*

5.46

7.79

9.16

8.7

6.55

7.51

6.63

8.48

8.93

7.03

MnO

0.19

0.17

0.18

0.12

0.13

0.12

0.18

0.18

0.15

0.13

MgO

4.53

7.29

9.83

7.14

6.96

7.42

5.91

8.56

8.49

7.19

CaO

17.51

11.49

6.02

7.68

4.95

6.88

14.5

8.76

6.85

5.92

Na2O

2.26

2.1

3.21

1.35

2.41

3.54

2.18

2.66

2.28

2.98

K2O

1.61

1.16

0.62

2.41

3.6

1.34

1.39

0.89

1.52

2.47

P2O5

0.19

0.16

0.2

0.24

0.21

0.18

0.175

0.18

0.22

0.195

Total

88.49

93.94

95.42

96.11

95.84

96.63

91.22

94.68

95.77

96.24

LOI

11.51

6.06

4.58

3.89

4.16

3.37

8.785

5.32

4.235

3.765

Ba

204

160

94

532

294

205

182

127

313

249.5

Rb

51

31

19

63

99

37

41

25

41

68

Sr

184.6

204.6

349

531.5

203.9

328.6

194.6

276.8

440.25

266.25

Zr

22

17

27

36

24

25

19.5

22

31.5

24.5

Nb

6.1

6.4

7.2

6.3

5.1

5.6

6.25

6.8

6.75

5.35

Ni

46

115

139

82

29

47

80.5

127

110.5

38

Co

15.2

28.1

46.6

22

19.9

18.9

21.65

37.35

34.3

19.4

Zn

42

55

86

60

53

54

48.5

70.5

73

53.5

Cr

125

178

106

135

49

99

151.5

142

120.5

74

La

10

10

12

15

12

12

10

11

13.5

12

Ce

14

16

21

27

24

22

15

18.5

24

23

Pr

3.2

3.55

4.43

4.71

4.05

4.28

3.38

3.99

4.57

4.17

Nd

13.6

15.2

19.1

21

17.7

18.1

14.4

17.15

20.05

17.9

Sm

2.75

3.09

3.95

4.59

3.43

3.56

2.92

3.52

4.27

3.50

Eu

0.99

1.07

1.01

2.05

0.94

1.48

1.03

1.04

1.53

1.21

Gd

3.28

3.43

4.23

4.3

3.67

4.14

3.355

3.83

4.265

3.91

Tb

0.48

0.5

0.61

0.62

0.53

0.59

0.49

0.56

0.62

0.56

Dy

3.28

3.37

3.9

4.15

3.49

3.81

3.325

3.64

4.03

3.65

Er

1.82

1.97

2.42

2.64

2.01

2.32

1.90

2.20

2.53

2.17

Tm

0.26

0.26

0.34

0.36

0.28

0.35

0.26

0.3

0.35

0.32

Yb

1.8

1.8

2

2.2

1.8

2

1.8

1.9

2.1

1.9

Lu

0.29

0.25

0.33

0.36

0.26

0.34

0.27

0.29

0.35

0.30

Y

14.20

13.70

16.70

18.10

14.90

16.80

13.95

15.20

17.40

15.85

Cs

1.1

0.7

0.6

1

2.3

0.7

0.9

0.65

0.8

1.5

Fe2O3*: Fe2O3 as a total iron; LOI: Loss On Ignition

 جدول 1- ادامه

Sample No.

Sample1

Sample2

Sample3

Sample4

Sample5

Sample8

Sample12

Sample15

Sample16

Sample17

Ta

0.62

0.68

0.68

0.62

0.57

0.61

0.65

0.68

0.65

0.59

Hf

1.81

1.5

1.81

1.99

1.55

1.7

1.66

1.66

1.9

1.63

Sc

28.7

31.7

39.4

33.1

22.2

28.2

30.2

35.55

36.25

25.2

Be

0.6

0.5

0.5

0.7

0.5

0.6

0.55

0.5

0.6

0.55

Sn

0.7

0.7

0.6

0.8

0.5

0.8

0.7

0.65

0.7

0.65

Th

4.31

4.17

4.01

5.16

4.95

5.16

4.24

4.09

4.59

5.06

U

2.3

1.3

0.8

1.6

1.2

1.04

1.8

1.05

1.2

1.12

V

257

226

272

253

217

213

241.5

249

262.5

215

W

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

Pb

<1

<1

4

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

Mo

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Cu

71

55

26

55

30

56

63

40.5

40.5

43

As

15.7

15.7

9.6

7

6.7

3.9

15.7

12.65

8.3

5.3

Sb

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Ag

<0.1

0.1

0.2

0.2

<0.1

<0.1

<0.5

0.15

0.2

<0.1

 

 

شکل 5- نمونه‌های آذرین آزادگان در: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Le Maitre et al., 1989)؛ B) نمودار سه‌تایی Th-Hf-Nb (Wood, 1980)؛ C) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Pearce, 1983) (IAB = island arc basalt; CAB = calk-alkaline basalt; N-MORB = normal MORB; E-MORB = enriched MORB; WPT = within-plate tholeiites; WPA = within-plate alkali basalts)

 

شکل 6- نمونه‌های آذرین آزادگان در: A) نمودار Yb دربرابر Th؛ B) نمودار Yb دربرابر La (Ross and Bédard, 2009)

 

 

در الگوی بهنجارشده به ترکیب MORB، نمونه‌‌ها تهی‌شدگی از Zr و Ba و غنی‌شدگی از Th، Rb و Sm نشان می‌دهند (شکل 7- A). همچنین، در الگوی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت نیز غنی‌شدگی LREE در مقایسه با HREE همراه با آنومالی منفی در Ce و Eu (مگر 3 نمونه) دیده می‌شود (شکل 7- B). در الگوی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه تهی‌شدگی از Ba، Ti، Nb و Zr دیده می‌شود (شکل 7- C).

 

 

 

شکل 7- الگوی بهنجارشدة نمونه‌های آذرین آزادگان به: A) ترکیب مورب (Pearce, 1983)؛ B) ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ C) ترکیب گوشته (McDonough and Sun, 1995)

 

 

 

 

 

 

بحث

خاستگاه و اثر پهنة فرورانش

برپایة رسم داده‌های زمین‌شیمیایی، مجموعة ماگمایی آزادگان شامل آندزیت، آندزیت بازالتی، بازالت، دیوریت و گابرو با سرشت کالک‌آلکالن هستند که در موقعیت کمان پدید آمده‌اند. بالا‌بودن نسبت LREE/HREE چه‌بسا به دخالت گوشتة غنی‌شده در پی فرورانش یا آلودگی پوسته‌ای مرتبط است (Thompson et al., 1986). آنومالی منفی Eu ‌بیشتر با فلدسپار کنترل می‌شود. این بی‌هنجاری منفی می‌تواند پیامد دگرسانی و آلبیتی‌شدن پلاژیوکلاز‌ها باشد؛ زیرا یوروپیم به جانشین‌شدن در پلاژیوکلاز‌ها گرایش بالایی دارد. از سوی دیگر، بی‌هنجاری منفی می‌تواند نشانة جدایش پلاژیوکلاز در فشار‌های کم باشد (Jung and Hoernes, 2000). همچنین، آنومالی منفی Eu می‌تواند نشانه‌ای از شرایط احیایی در ماگما باشد (Jazi et al., 2013). آنومالی منفی Ti و Nb در الگوی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه نشان‌دهندة ماگما‌های مرتبط با فرورانش است (Pearce, 1983; Wilson, 1989). همچنین، تهی‌شدگی Ti و Nb به جدایش کانی‌های تیتانیم‌دار نیز (مانند: اسفن، ایلمنیت و روتیل) مرتبط است (Pearce and Gale, 1977). افزون‌بر این، آمفیبول از کانی‌های مهمی است که درگوشته می‌تواند میزبان Nb ‌باشد و آنومالی این عنصر را کنترل کند (Lonov and Hafmann, 1995). از سوی دیگر، آنومالی منفی Nb شاخص سنگ‌های قار‌ه‌ای و شاخص حضور پوسته در فرایند‌های ماگمایی دانسته می‌شود (Lan et al., 1996). برای بررسی سرشت ماگمای مجموعه سنگ‌های آذرین آزادگان، کاربرد نمودار SiO2 دربرابر Nb گویای حضور ماگمای آتشفشانی کمانی است (شکل 8- A). همچنین، میزان دخالت گوشته، تختة فرورونده و متاسوماتیسم در تکامل ماگمای اولیه با به‌کارگیری نمودارهای‌ Nb/Y دربرابر Zr/Yb و La/Yb تعیین شد. نمونه‌های آذرین آزادگان در این نمودارها‌ در زیر محدودة E-MORB و آرایة MORB-OIB جای می‌گیرند (شکل‌های 8- B و 8- C).

عنصر Th نشان‌دهندة عملکرد رسوب‌ها در هنگام ماگماتیسم است. رسم داده‌‌ها در نمودار‌های Th دربرابر U/Th و Sr/Nd دربرابر Th/Yb دخالت رسوب‌ها در پیدایش ماگما اولیه را نشان می‌دهد (شکل‌های 9- A و 9- B). در مقایسه با ترکیب کمان‌های امروزی (Hawkins and Ishizuka, 2009)، نسبت Th/Yb (=2 تا 75/2) در نمونه‌های ماگمایی آزادگان نشان می‌دهد نمونه‌ها همانند جزیره‌های کمانی بالغ هستند.

 

تعیین محیط ژئودینامیک

زمین‌شیمی ماگمای پدیدآمده در پهنه‌های فرورانش با توزیع ترکیب‌های منبع در دسترس، مانند سیال‌ها و مذاب‌های تخته[3]، ترکیب شیمیایی پوستة کمان و فرایند‌های پوسته‌ای مانند جدایش بلورین، آلایش پوسته‌ای و آمیختگی ماگمای کنترل می‌شود (Wehrmann et al., 2014; Straub et al., 2015). با توجه به تمرکز بالای LREE گمان می‌رود دخالت سیال‌های لبة گوشته و قطعة جداشده در گوشته (Slab) در زایش ماگمای اولیه آزادگان روی داده است. غنی‌شدگی Th در جزیره‌های کمانی پیامد انحلال بالای این عنصرها در سیال‌های جداشده از قطعه جدا‌شده در گوشتة متاسوماتیسم‌شده دانسته می‌شود (Bailey and Ragnarsdottir, 1994). همچنین، جای‌گرفتن نمونه‌های آزادگان در محدودة آرایة MORB-OIB با کمی گرایش به لبة پایینی E-MORB می‌تواند به دخالت رسوبات مرتبط باشد. ازاین‌رو، با توجه به آنچه گفته شد، ماگمای اولیه مجموعة آذرین آزادگان از خاستگاه گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده با سیال‌های جداشده از تختة فرورونده پدید آمده است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 8- جایگاه نمونه‎‌های آذرین آزادگان در: A: نمودار SiO2 (برپایة درصدوزنی) دربرابر Nb (Pearce and Gale, 1977؛ B) نمودار Nb/Yb دربرابر Zr/Yb (Green, 2006)؛ C) نمودار Nb/Yb دربرابر La/Yb (Green, 2006)

 

 

شکل 9- نمونه‏‌های آذرین آزادگان در: A) نمودار Th (برپایة ppm) دربرابر U/Th (Hawkins and Ishizuka, 2009)؛ B) نمودار Sr/Nd دربرابرTh/Yb (Hawkins and Ishizuka, 2009)

 

 

با توجه به اینکه ذوب گوشتة آبدار مذاب بازالتی- آندزیتی اولیه پدید می‌آورد (Grove et al., 2012) پیشنهاد می‌شود ماگمای مادر سنگ‌های آزادگان در پی درجات پایین ذوب‌بخشی آبدار پریدوتیت گوشتة متاسوماتیسم‌شده پدید آمده است. برپایة مدل پیشنهادیِ Putirka (2008) دربارة ماگمای آبدار-کالک‌آلکالن، فرض می‌شود ماگمای مادر ماگمایی آبدار تا 3 درصد آب بوده است که از ذوب‌بخشی درجات پایین گوشتة پریدوتیتی آبدار متاسوماتیسم‌شده پدید آمده است (Tatsumi and Suzuki, 2009; Grove et al., 2012). برپایة الگو‌های پیشنهادیِ Putirka (2008) و داده‌های pMELTS database، میزان فشار هنگام پیدایش پیروکسن‌ها نزدیک به 5/0 گیگاپاسکال و در محدودة پایداری پلاژیوکلازها، اکسید‌های آهن و تیتانیم (فوگاسیتة اکسیژن بالا) بوده است (Smith and Asimow, 2005). این شرایط تبلور مجموعه توالی سری کالک‌آلکالن را به‌دنبال دارد. گفتنی است برای پیدایش پیروکسن و پلاژیوکلاز مقدار 1 درصد H2O در مذاب اولیه کافی و مناسب است. در این الگو، نخست الیوین در دمای 1280 درجة سانتیگراد پدیدار شده، سپس در دمای 1160 درجة سانتیگراد پیروکسن‌‌ها و ‌به‌دنبال آن پلاژیوکلاز‌ها و مگنتیت پدیدار می‌شوند. در این میان، الگوی غنی‌شدگی از LREE و کمی جدایش‌یافتة HREE به‌همراه سرشت کالک‌آلکالن ماگما با آندزیت‌های جدایش‌یافته قابل مقایسه است. ازآنجایی‌که مقادیر و سرشت ترکیبات فرورانده‌شده، از مرحلة اولیه تا مرحلة بلوغ متنوع است، نشانه‌های فرورانش در مجموعة آذرین آزادگان کمابیش فراوان است و بیشتر آنها تحت‌تأثیر ذوب رسوبات قرار گرفته‌اند. مقدار نسبت Th/Yb (75/2-2) در واحد‌های آذرین آزادگان همانند مجموعة آذرین کمان بالغ (مانند سنگ‌های ماگمایی جزیره‌های کمانی جنوب ساندویچ؛ Hawkins and Ishizuka, 2009) است. نسبت بیشینة Ce/Y برای برآورد ضخامت پوسته‌ای (ژرفای موهو) به‌کار برده می‌شود که در آن ذوب سنگ خاستگاه روی داده باشد (Mantle and Collins, 2008). مقدار این نسبت در سنگ‌های آزادگان برابربا 99/0 تا 61/1 است. این مقدار ضخیم‌شدگی جزیره‌های کمانی همراه با فرایند‌های کوهزایی را نشان می‌دهد و گویای بلوغ جزیره‌های کمانی در منطقة آزادگان است. مقادیر نسبت Ce/Y تا 50 کیلومتر ضخامت پوسته در هنگام فرایند‌های کوهزایی را نشان می‌دهد. نسبت مقادیر Sr/Y نمونه‌های آذرین آزادگان از 29-13 است که با ضخامت 40 تا 50 کیلومتر پوستة کمان همخوانی دارد (Chapman et al., 2015). بررسی‌های گسترده‌ای روی جزیره‌های کمانی نشان می‌دهد ماگما پدیدآمده از تختة فرورونده شباهت بسیاری به منبع N-MORB دارد که شاید به اندازة چشمگیری تحت‌تأثیر تهی‌شدگی یا غنی‌شدگی عنصرها قرار گرفته باشد (Pearce and Peate., 1995; Woodhead et al., 1998; Leat et al., 2003; Plank, 2005). به باور Pearce و همکاران (1995)، بازة گستردة ترکیبات جزیره‌های کمانی به ترکیب شیمیایی گوشته بستگی دارد؛ به‌گونه‌ای‌که گوشتة تهی‌شده منجر به پیدایش ماگمای توله‌ایتی و ماگمای حاصل از ذوب گوشتة N-MORB منجر به پیدایش ماگمای کالک‌آلکالن می‌شود. برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی نمونه‌های آزادگان، ماگمای اولیه از گوشته‌ای تهی‌شده با کمی غنی‌شدگی در پی متاسوماتیسم پدید آمده است. نسبت‌های Ce/Y و Sr/Y و غنی‌شدگی از LREE، Ce و Sm حضور ماگمایی با خاستگاه گوشته‌ایِ غنی‌شده با سیال‌ها و رسوبات تختة فرورونده را نشان می‌دهند. این ماگما در ژرفای 40 تا 50 کیلومتری پوسته پدید آمده و سپس به‌سوی بالا حرکت کرده است. ازآنجایی‌که سرشت و مقدار ترکیبات فرورانده‌شده با مراحل بلوغ همخوانی دارد وضعیت زمین‌شیمی سنگ‌‌ها ماگمای آزادگان نشان‌دهندة مقدار بالای فرورانش و دخالت غالب رسوب‌های ذوب‌شده است.

 

برداشت

سنگ‌های آذرین آزادگان درون سنگ‌های آهکی، ماسه‌سنگی و شیلی ژوراسیک تا کرتاسه حضور دارند. ترکیب کانی‌شناسی سادة الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز در این سنگ‌‌ها بازة ترکیبی از بازالت تا آندزیت و گابرو تا دیوریت را پدید آورده است. ویژگی‌های زمین‌شیمیایی این نمونه‌‌ها پیدایش مجموعه یادشده با سرشت کالک‌آلکالن در جایگاه کمان قار‌ه‌ای را نشان می‌دهد. ماگمای مادر سنگ‌های آزادگان از گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده با سیال‌ها و رسوبات قطعة فرورانده‌شده پدید آمده است. خاستگاه این ماگما ژرفای 40 تا 50 کیلومتری پوستة کمان است و از ذوب‌بخشی هنگام مراحل پایانی فرورانش و در جایگاه زمین‌ساختی با پوستة ضخیم کمان پدید آمده است. ‌به‌دنبال تزریق ماگما درون پوسته، تحولات بعدی مانند ذوب پوستة بالایی تغییر زمین‌شیمیایی ماگما را به‌دنبال داشته است.

 

سپاس‌گزاری

این مقاله با پشتیبانی معاونت پژوهش و فناوری دانشگاه پیام‌نور ایران انجام شده است؛ ازاین‌رو، از معاونت گرامی سپاس‌گزاری می‌شود. همچنین، نگارندگان برای پیشنهاد‌های ارزندة‌ سردبیر و داوران گرامی مجلة پترولوژی در بهبود ساختار علمی مقاله بسیار سپاس‎گزارند.

 

‌

 

[1] nascent

[2] immature

[3] slab

References

Aghanabati, A. (2004) The Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Ahankoub, M., Asahar, Y. and Tsuboic, M. (2020) Petrology and geochemistry of the Lattan Mountain magmatic rocks in Sanandaj-Sirjan Zone, west of Iran. Arabian Journal of Geosciences 13: 809.
Annen, C., Blundy, J. D. and Sparks, R. S. J. (2006) The genesis of intermediate and silicic magmas in deep crustal hot zones. Journal of Petrology 47(3): 505–539.
Arculus, R. J. (1994) Aspects of magma genesis in arcs. Lithos 33(1-3): 189–208.
Bahrami Taghanaki, Z. (2021) Geochemical investigations of Sandstones from Horeh, North east of Chaharmahal and Bakhtiari Province. M. Sc. thesis, Shahrekord University, Iran (in Persian).
Bailey, E. H. and Ragnarsdottir, K. V. (1994) Uranium and thorium solubilities in subduction zone fluids. Earth and Planetary Science Letters 124: 119–129.
Bailey, J. C. (1981) Geochemical criteria for a refined tectonic discrimination of orogenic andesites. Journal of Chemistry of Geology 32: 139–154.
Chapman, J. B., Ducea, M. N., DeCelles, P. G. and Profeta, L. (2015) Tracking changes in crustal thickness during orogenic evolution with Sr/Y: An example from the North American Cordillera. Geology 43: 919–922.
Condie, K. C. (1989) Geochemical changes in baslts and andesites across the Archean-Proterozoic boundary: Identification and significance. Lithos 23(1-2): 1-18.
Davoudian, A. R., Genser, J., Neubauer, F. and Shabanian, N. (2016) 40Ar/39Ar mineral ages of eclogites from North Shahrekord in the Sanandaj–Sirjan Zone, Iran: Implications for the tectonic evolution of Zagros orogen. Gondwana Research 37: 216-240.
Davoudian, A., Genser, J., Dachs, E. and Shabanian, N. (2008) Petrology of eclogites from north of Shahrekord, Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. Mineralogy and Petrology 92: 393-413.
Delavault, H., Dhuime, B., Hawkesworth, C. J. Cawood, P. A. and Marschall, H. (2016) Tectonic settings of continental crust formation: insights from Pb isotopes in feldspar inclusions in zircon. Geology 44: 819–822.
Eliasi, Z., Emami, N. and Vahabi, M. B. (2011) Mineralogy and determination of tectonomagmatic setting of subplutonic rocks in north of Shahrekord by using clinopyroxene mineral chemistry. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 19(2): 207-218
Emami, N., Khalili, M. and Noghreyan, M. (2009) Determination of tectonomagmatic environment of volcanic and subvolcanic rocks in north of Shahrekord by amphiboles geothermobarometry. Iranian Society Crystallography and Mineralogy 17: 267–278.
Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer, Berlin, Germany.
Green, N. L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints on from the Garibaldi volcanic belt, northern Cascadia subduction system. Lithos 87: 23–49.
Grove, T. L., Till, C. B. and Krawczynski, M. J. (2012) The role of H2O in subduction zone magmatism. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 40: 413-439.
Hawkins, J. W. and Ishizuka, O. (2009) Petrologic evolution of Palau, a nascent island arc. Island Arc 18: 599–641.
Heydari Chaloshtori, A. (2014) mineralogy and geochemistry of paragnasis of the north Lake Zayanderod (Sanandaj-Sirjan Zone). M. Sc. thesis, Shahrekord University, Iran (in Persian).
Jagoutz, O. and Kelemen. P. B. (2015). Role of arc processes in the formation of continental crust. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 43: 363-404.
Jazi, M. A., Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A. (2013) Overview of the geochemistry and Rb/Sr, Sm/Nd isotopes of middle Jurassic and Tertiary granitoids intrusions: anew insight on tectono-magmatism and mineralization of this period in Iran. Journal Economic Geology 4: 171–198 (in Persian).
Jung, S. and Hoernes, S. (2000) The major and trace element and isotope geochemistry of Cenozoic alkaline rift-type volcanic rocks from the Rhona area: petrology, mantle source characteristics and implications for asthenosphere lithosphere interacation. Journal of Volcanology and Geothermal Research 99: 27–53.
Lan, C. Y., Jahn, B. M., Mertzman, S. A. and Wu, T. W. (1996) Subduction-related granitic rocks of Taiwan. Journal of Southeast Asian Earth Sciences 14: 11-28.
Le Maitre, R. W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre, J., Lebasa, M. J. Sabine, P. A., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A. R. and Zanettin, B. (1989) A classification of igneous rocks and glossary of terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Oxford, Blackwell.
Leat, P. T., Smellie, J. L., Millar, I. L. and Larter, R. D. (2003) Magmatism in the South Sandwich arc. Intra-Oceanic Subduction Systems: Tectonic and Magmatic Processes. Geological Society of London, Special Publication 285–313.
Lonov, D. A. and Hofmann, A. W. (1995) Nb-Ta-rich mantle amphiboles and micas: applications for subduction-related metasomatic trace element fractionations. Earth and Planetary Science Letters 131: 341-356.
Mantle, G. W. and Collins, W. J. (2008) Quantifying crustal thickness variations in evolving orogens: correlation between arc basalt composition and Moho depth. Geology 36: 87–90.
McDonough, W. F., and Sun. S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223-253.
Moradi, A. Davoudian, A. R. and Shabanian, N. (2018) granite gneiss north of Chahar mahal and Bakhtiyari province with La-ICP-MS. Advanced Applied Geology 28: 40-51 (in Persian).
Nakamura, N. (1974) Dedetermination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimca et Cosmochim Acta 38: 757- 775.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Nantwich, Cheshire, Shiva Publications.
Pearce, J. A. and Gale, G. P. (1977) Identification of ore deposition environment from trace elements geochemistry of associated igneous host rocks. Geological society of London, Special publication 7: 14–24.
Pearce, J. A. and Peate, D. W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 23(1): 251-285.
Pearce, J.A., Baker, P.E., Harvey, P. K., and Luff, I. W. (1995) Geochemical evidence for subduction fluxes, mantle melting and fractional crystallization beneath the South Sandwich island arc. Journal of Petrology 36(4): 1073-1109
Plank, T. (2005) Constraints from thorium/lanthanum on sediment recycling at subduction zones and the evolution of continents. Journal of Petrology 46: 921–944.
Plank, T. and Langmuir, C. H. (1998) The geochemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and the mantle. Chemistry Geology 145: 325–394.
Putirka, K. D. (2008) Thermometers and barometers for volcanic systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 69(1): 61-120.
Riyahi Samani, F. (2015) petrology of folded metagranite rocks of the Abadchi, north Shahrekord, Sanandaj-Sirjan Zone. M. Sc. thesis, Shahrekord University, Iran (in Persian).
Ross, P. S. and Bédard, J. H. (2009) Magmatic affinity of modern and ancient subalkaline volcanic rocks determined from trace-element discriminant diagrams. Canadian Journal of Earth Sciences 46: 823-839.
Safonova, I., Kotlyarov, A., Krivonogov, S. and Xiao, W. (2017) Intra-oceanic arcs of the Paleo-Asian Ocean. Gondwana Research 50: 167-194.
Shabanian, N., Davoudian, A. R., Dong, Y. and Liu, X. (2018) U-Pb zircon dating, geochemistry and Sr-Nd-Pb isotopic ratios from Azna-Dorud Cadomian metagranites, Sanandaj-Sirjan zone of western Iran. Precambrian Research 306: 41-60.
Smith, P. M. and Asimow, P. D. (2005) Adiabat_1ph: A new public front-end to the MELTS, pMELTS, and pHMELTS models. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 6, Q02004.
Stern, R. J. (2010) The anatomy and ontogeny of modern intra-oceanic arc systems. Geological Society, London, Special Publications 338(1): 7-34.
Straub, S. M., Woodhead, J. D. and Arculus, R. J. (2015) Temporal evolution of Mariana arc: Mantle wedge and subducted slab control revealed with a tephra perspective. Journal of Petrology 56(2): 409–439.
Tatsumi, Y. and Suzuki, T. (2009) Tholeiitic vs calc-alkalic differentiation and evolution of arc crust: constraints from melting experiments on a basalt from the Izu–Bonin–Mariana Arc. Journal of Petrology 50(8): 1575-1603.
Tatsumi, Y., Shukuno, H., Tani, K., Takahashi, N., Kodaira, S. and Kogiso, T. (2008) Structure and growth of the Izu‐Bonin‐Mariana arc crust: 2. Role of crust‐mantle transformation and the transparent Moho in arc crust evolution. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 113(B2): B02203.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Blackwell, Oxford, UK.
Thompson, R. N., Morrison, M. A., Dickin, A. P., Gibson, I. and Harmon, R. S. (1986). Two contrasting styles of interaction between basic magmas and continental crust in the British Tertiary Volcanic Province. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 91(B6): 5985-5997.
Wehrmann, H., Hoernle, K., Garbe-Schönberg, D., Jacques, G., Mahlke, J. and Schumann, K. (2014) Insights from trace element geochemistry as to the roles of subduction zone geometry and subduction input on the chemistry of arc magmas. International Journal of Earth Sciences 103(7): 1929-1944.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis. Unwin and Hyman, London, UK.
Wood, D. A. (1980). The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province. Earth and Planetary Science Letters 50(1): 11-30.
Woodhead, J. D. Eggins, S. M. and Johnson, R. W. (1998) Magma Genesis in the New Britain Island Arc: Further Insights into Melting and Mass Transfer Processes. Journal of Petrology 39(9): 1641–1668.
Xia, L. and Li, X. (2019) Basalt Geochemistry as a diagnostic indicator of tectonic setting. Gondwana Research 65: 43–47.
Zahedi, M. Rahmati-Ilkhchi, M. and Vaezipour, J. (1992) Geological map of the Shahrekord Quadrangle E8, 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Files

History

  • Receive Date: 30 August 2021
  • Revise Date: 30 October 2021
  • Accept Date: 15 November 2021

Share

How to cite

Statistics