Document Type : Original Article
Authors
1 Ph.D. Candidate, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Iran,
2 Professor, Department of Geology, Faculty of Science, University of Tehran, Iran,
3 zamanian.h@lu.ac.ir 3 Professor, Department of Lithospheric Research, Faculty of Earth Sciences, Geography and Astronomy, University of Vienna, Austria,
Abstract
Keywords
Main Subjects
فرایندهای ماگمایی بیرونی و درونی گسترده در ایران در طول ائوسن که بیشترین حجم فعالیتهای آتشفشانی در آن زمان رخ داده است، پیدایش سنگهای آتشفشانی و آذرآواری در گسترة بزرگی از ایران را بهدنبال داشته است (Jamshidzaei et al., 2021; Yousefi et al., 2021). الگوهای مختلفی برای توضیح تکامل پهنة ماگمایی ارومیه-دختر پیشنهاد شده است. باور عمیدی و همکاران (Amidi et al., 1984) بر پایة الگوی کافتی است؛ اما بیشتر الگوهای دیگر پیدایش را بهصورت یک کمان قارهای (Berberian et al., 1981) یا کمان جزیرهای دانستهاند (Shahabpour, 2007). قاسمی و تالبوت (Ghasemi and Talbot, 2007) خاستگاه پسابرخوردی را برای سنگهای آذرین پایان ائوسن میانی پیشنهاد کردهاند. دربارة برخورد در پهنة ارومیه-دختر نظریههای گوناگونی پیشنهاد شده است که شامل برخورد نرم[1] در الیگوسن آغازین (Allen and Armstrong, 2008; Agard et al., 2011; McQuarrie and van Hinsbergen, 2013; Moghadam et al., 2022) و برخورد سخت[2] در 20 میلیون سال پیش (Moghadam et al., 2022; Madanipour et al., 2017) و همچنین، نظریه ای در ارتباط با آغاز برخورد سخت در 15 میلیون سال پیش است (Chiu et al., 2013; Pang et al., 2013; Raeisi et al., 2021; Babazadeh et al., 2023). ماگماتیسم پهنة ماگمایی ارومیه-دختر در طول ائوسن، با استقرار ماگماهای کالکآلکالن مربوط به فرورانش (و تولهایتی- شوشونیتی) به اوج خود رسیده است (Omrani et al., 2008; Verdel et al., 2011; Rabiee et al., 2020). پس از آغاز مرحلة برخورد قارهای در الیگوسن-میوسن، شدت فعالیت ماگمایی کاهش یافته است و سپس آرامآرام از شمالباختری به جنوبخاوری پایان یافته است (Chiu et al., 2013; Stern et al., 2021; Moghadam et al., 2022). سنگهای الترا پتاسیک (Ahmadzadeh et al., 2010; Pang et al., 2013; Moghadam et al., 2014; Lustrino et al., 2019) و آداکیتی (Chaharlang et al., 2023; Salari et al., 2021) نیز در این مرحله نمایان شدهاند. ماگماتیسم سنوزوییک ارومیه-دختر به دو بخش آلومینیم بالا و کم آلومینیم دستهبندی شده است که گروه آلومینیم بالا در ارتباط با فعالیتهای پیش از برخورد و گروه کم آلومینیم در ارتباط با فعالیتهای پسابرخوردی هستند (Babazadeh et al., 2022). همچنین، بابازاده و همکاران (Babazadeh et al., 2023) ماگماتیسم بخش مرکزی ارومیه-دختر را به دو دورة ماگمایی در 38-42 میلیون سال و 18-25 میلیون سال دستهبندی کردهاند. بر این اساس برگشت تختة فرورانده شده[3] نئوتتیس در بازة زمانی 42 تا 25 میلیون سال پیش رخنمون ماگماتیسم قدیمیتری را در بخشهای خاوری و ماگماتیسم جوانتری را در بخشهای باختری این پهنة ماگمایی پدید آورده است.
برپایة تازهترین یافتهها، سنگهای ملانفلینی- ملیلیتی التراکلسیک الترابازیک که در محیطهای زمینساختی برخوردی بسیار نا معمول هستند، پیچیدگی فرایندهای سنگزایی در کمان ماگمایی ارومیه-دختر یا UDMA[4] را نشان میدهند (Lustrino et al., 2021). منطقة بررسیشده در استان مرکزی و در کیلومتر 88 اتوبان تهران- ساوه و در پنج کیلومتری جنوب شهرک صنعتی مأمونیه، در بخش میانی پهنة ماگمایی ارومیه- دختر جای دارد (شکل 1) و از آنجاییکه در بخش میانی پهنة ماگمایی ارومیه-دختر و ناحیة معدنی ساوه جای دارد دربرگیرنده اندیسهای فراوان معدنی و کانهسازی مختلف مانند مس، طلا، آهن و... و آثار معدنکاریهای قدیمی است و ازاین رو، کاوشگران و پژوهشگران بسیار به بررسی آن پرداختهاند (Rezaei Kahkhaei et al., 2011; Rezaei Kahkhaei et al., 2014; Rajabpour, 2015; Fazli, 2015; Yousefi, 2017; Rajabpour et al., 2017; Nouri et al., 2018; Yousefi and Alipourasl, 2019; Dolatshahi et al., 2019; Fazli et al., 2019; Zamanian et al., 2021; Khademian et al., 2022; Heidari and Safavy, 2023)؛ اما تاکنون بهصورت جداگانه و ویژه دربارة چگونگی پیدایش و محیط تکتونوماگمایی سنگهای آتشفشانی ائوسن در این منطقه بررسیهای دقیقی انجام نشده است. از آنجاییکه بیشتر رخدادهای کانهزایی در ارتباط با سنگ میزبان آتشفشانی در این ناحیه است؛ با توجه به اهمیت موضوع و نیاز به کسب بینش واقعبینانهتری دربارة سرشت، محیط زمینشناختی و تکامل زمینساختی سنگهای آتشفشانی در بخش میانی پهنة ماگمایی ارومیه-دختر و منطقة ساوه این پژوهش انجام شد.
شکل 1. جایگاه منطقة بررسیشده در جنوب مامونیه در A) نقشة سادة زمینشناسی ناحیهای ایران و پهنة ماگمایی ارومیه- دختر برگرفته از آقانباتی (Aghanabati, 1998)، B) نقشة یکصدهزارم زاویه (Amidi et al., 2004)، C) نقشة زمینشناسی بیستهزارم تهیهشده بر پایة بازدیدهای میدانی.
Figure 1. Location of study area located south of Mamoniyeh in A) simplified geological map of Iran and Urumieh-Dokhtar magmatic belt (Aghanabati, 1998); B) 1:100000 scale geological map of Zaviyeh (Amidi et al., 2004); C) 1:20000 scale geological map produced during field surveys.
روش انجام پژوهش
همزمان با تهیة نقشة زمینشناسی 1:20000 از منطقه، از واحدهای سطحی و همچنین، از گمانههایی که برای اکتشاف مس حفر شده بودند نمونهبرداری شد. این نمونهبرداریها تنوع کاملی از رخنمونهای منطقه را دربر داشت و شمار 50 نمونه بر پایة تنوع سنگشناسی از آنها برداشت شد (شکل 1). سپس مقاطع نازک تهیه شدند و با میکروسکوپ پلاریزان به بررسی سنگنگاری آنها پرداخته شد. از میان نمونههای یادشده، 15 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برای تجزیه و تحلیل عنصرهای اصلی به آزمایشگاه گروه تحقیقات لیتوسفر دانشگاه وین فرستاده شدند. در این آزمایشگاه، عنصرهای خاکی کمیاب و فرعی به روش طیفسنجی فلورسانس پرتوی ایکس (XRF) و طیفسنجی جرمی با پلاسمای جفتشدة القایی (ICP-MS) تجزیه شدند (جدول 1). آمادهسازی نمونهها برای تجزیه در دستگاه ICP-MS بهصورت ذوب نمونه با متابورات یا تترابورات لیتیم و هضم آن با اسید نیتریک رقیق 2/0 گرم بود. برای اندازهگیری LOI، 1 گرم نمونه آسیاب شد و در آون با دمای 105 درجة سانتیگراد به مدت حداقل 4 ساعت خشک شد. سپس نمونه در کوره 1000 درجه سانتیگراد به مدت 4 ساعت گرما داده شد. سپس مقدار LOI بر پایة اختلاف کاهش وزنِ نمونة گرمشده در 1000 درجة سانتیگراد و خشکشده در 105 درجة سانتیگراد بهدست آورده شد. در پایان با تلفیق دادههای بهدستآمده از بررسیهای میدانی، بررسیهای میکروسکوپی و تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب و نرمافزارهای GCDkit، Excel و CorelDraw به بررسی سنگزایی و چگونگی پیدایش سنگهای آتشفشانی منطقه پرداخته شد.
زمینشناسی عمومی منطقه
منطقة مورد بررسی در جنوب مامونیه بخشی از برگة یکصدهزارم زاویه و بخشی از کمان ماگمایی ارومیه-دختر بهشمار میرود (Amidi et al., 2004). مجموعه واحدهای سنگی و رسوبی در این ناحیه را میتوان به سه گروه کلی دستهبندی کرد:
الف) سنگهای آتشفشانی و آذرین درونیِ ائوسن و جوانتر از ائوسن؛
ب) نهشتههای مارنی گچدار با میانلایههای ماسهسنگی و کنگلومرایی که با سنگهای آواری جوانتر پوشیده شدهاند و به سن میوسن- پلیستوسن هستند؛
3) نهشتههای آبرفتی و غیرآبرفتی (تبخیری) کواترنر و به مقدار کمتر سنگهای آتشفشانی که در سطوح مختلف نهشتههای کهنتر را میپوشانند (Amidi et al., 2004).
در این ناحیه واحدهای آتشفشانی ائوسن بهعلت هجوم تودههای آذرین درونی و جابجایی بسیار در پی گسلش برشی- فشارشی بهطور کامل بههم ریختهاند. سنگهای آتشفشانی این منطقه بازیک، حد واسط و اسیدی هستند و با سنگهای آهک ماسهای فسیلدار الیگو- میوسن (همارز سازند قم) پوشیده شدهاند (Amidi et al., 2004). سنگهای آتشفشانی پهنة ساوه (شامل جریانهای گدازهای، لایههای آذرآواری، توف و ایگنیمبریت) ویژگیهای زمینشیمیایی پهنههای فرورانش و ماگماهای کالکآلکالن را نشان میدهند (Davarpanah, 2009). ماگمای مادر و مافیک منطقه در پی ذوببخشیِ کمژرفایِ گوشتة سنگکرهای دگرنهاده[5] و در پی گسترش مرتبط با فشارزدایی در فشار کم پدید آمده است و بر پایة سنسنجی اورانیم-سرب، این مجموعة ماگمایی در ائوسن بالایی در شمالباختری ساوه متبلور شده است (Nouri et al., 2018). بیشتر فرایندهای ماگمایی در زمان پالئوژن در یک فوران ماگمایی در 30 میلیون سال پیش در زمان ائوسن و الیگوسن رخ دادهاند (Verdel et al., 2011; Chiu et al., 2013; Moghadam et al., 2015, 2016). تنوع فازهای مختلف ماگمایی ائوسن بیشتر از آنکه به رابطة زایشی مذابها از طریق فرایند تحول ماگمایی ارتباط داشته باشد، از تفاوت در میزان تهیشدگی خاستگاه گوشتهای و یا درجات ذوببخشی گوشتة خاستگاه آنها متأثر است (Delavari and Damghani, 2022). جدایش و پراکندگی برونزدهای سنگهای آتشفشانی ائوسن که کهنترین رخنمونهایِ گسترة این ورقه را میسازند، بهگونهای است که ارتباط واحدها را بهعلت ویژگیهای آتشفشانی آن و تغییرات سریع رخسارههای سنگی دشوار میکند. گاهی این برونزدها با پهنههای گستردهای از نهشتههای بسیار جوان جدا میشوند و ارتباطدادن این واحدها چندان ساده نیست (Amidi et al., 2004). سنگهای آتشفشانی ائوسن نشانههایی از کمان معمولی قارهای دارند و با سازند سرخ زیرین، به سن ائوسن پسین تا الیگوسن پیشین (شامل کنگلومرا، ماسهسنگ، شیل و گچ) پوشیده شدهاند (Verdel et al., 2011). واحدهای سنگی رخنمونیافته در محدودة 1:20000 محدودة بررسیشده در جنوب مامونیه (شکل 1) شامل مجموعهای از سنگهای آذرین درونی با ترکیب دیوریت، گابرو، میکرودیوریت، مونزونیت و کوارتزمونزونیت و گرانودیوریت و تناوبی از سنگهای آتشفشانی با ترکیب اسیدی تا بازیک هستند. بر پایة نقشة 1:100.000 زاویه، واحدهای سنگی آتشفشانی و آذرآواری سنی معادل ائوسن دارند و واحدهای آذرین درونی چهبسا در الیگوسن تا الیگومیوسن در این منطقه نفوذ کردهاند (Amidi et al., 2004).
سنگشناسی و سنگنگاری
بر پایة نقشه 1:20000 تهیهشده توسط نگارنده، فراوانترین واحدهای سنگی آتشفشانی رخنمونیافته در گستره مورد بررسی شامل آندزیت توف (EP31)، پیروکسن آندزیت-آندزیت پورفیری (Epan-Ep)، توف داسیتی-ریوداسیتی (d)، گدازه اسیدی (a)، آندزیت بازالت و دیاباز (b) و بازالت-دیاباز (mb) هستند (شکلهای 2-A و 2-B).
1- واحد آندزیت توف (EP31)
در بررسیهای میدانی این واحد نمود روشن و ریختشناسی تپه ماهوری نشان میدهد. رنگ سنگهای این واحد در سطح هوازده خاکستری تیره است و در سطح تازه شکسته خاکستری مایل به سبز و ترکیب آن شامل آندزیتتوف، توفبرشی با میانلایههای گدازه، لیتیککریستال توف و کریستالتوف با میانلایههای آندزیت است. همچنین، همبری این واحد با واحدهای پیرامون بیشتر بهصورت عادی است؛ اما در بخشهایی بهصورت گسله نیز دیده میشود. در بررسیهای میکروسکوپی نمونهها بافت کلاستیک با اجزای سازندة پلاژیوکلاز و تکههای سنگی دیده میشود که در آنها بلورهای پلاژیوکلاز بهصورت فنوکریست و میکروفنوکریست در زمینهای از شیشه، ذرات کانیهای کدر و میکرولیتهای فلدسپار جای دارند. برخی قطعات هیالین و جریانی هستند و ترکیب آنها از حد واسط تا بازیک تغییر میکند. در امتداد شکستگیهایِ برخی بلورهای پلاژیوکلاز، اکسید آهن جایگزین شده است. بلورهای پیروکسن و هورنبلند نیمهشکلدار و شکلدار در نمونه بهصورت میکروفنوکریست دیده میشوند و شیشة زمینة سنگ، کلریتی شده است (شکلهای 2-C، 3-A، 3-B و 3-C).
2- واحد پیروکسن آندزیت-آندزیت پورفیری (Epan- Ep)
این واحد سنگی با روند شمالباختری- جنوبخاوری در مرکز محدوده رخنمون دارد و با واحدهای آندزیت توف و توف داسیتی-ریوداسیتی همبری گسله نشان میدهد. نمود صحرایی آن در بررسیهای میدانی تیره است و ریختشناسی نیمهصخرهای دارد. رنگ نمونة دستی این واحد سنگی خاکستری تیره است و بازة ترکیبی آن از آندزیتهای آذرآواری، پیروکسنآندزیت تا آندزیتبازالت با میانلایههای تراکیت و آندزیت بازالت تا آندزیت مگاپورفیری است. بر پایة بررسیهای میکروسکوپی نمونههای برداشتشده از این واحد بافت پورفیریتیک با زمینة تراکیتی دارد. فنوکریستها و میکروفنوکریستهای پلاژیوکلاز در زمینة متراکمی از میکرولیتهای جهتدار فلدسپار و مقدار اندکی شیشه میان میکرولیتها و ذرات کانی کدر جای گرفتهاند. پلاژیوکلازها به فرمهای تختهای و تیغهای و گاه بهصورت شکسته در برخی نمونهها دیده میشوند. این پلاژیوکلازها منطقهبندیهای ساده و نوسانی دارند و در امتداد ماکلهای پلیسینتتیک بافت غربالی نشان میدهند و در پهنههای مختلف سوسوریتی شده و با کربنات جایگزین شدهاند. همچنین، حاشیه برخی بلورها آلبیتی شده است. وجود نشانههایی مانند بافت غیرتعادلی غربالی در پلاژیوکلازها میتواند گواهی بر رخداد آلایش پوستهای باشد (Ruprecht et al., 2012). در فضای خالی حاصل از خوردگی بلورها، گاه کلریت جایگزین شده است. کانیهای فرومنیزین اصلی این نمونه، بلورهای پیروکسن است که بهصورت فنوکریست، میکروفنوکریست و ریزبلور در زمینه دیده میشوند (شکلهای 2-D، 2-F و 3-E).
شکل 2. A) نمایی کلی از جنوب منطقة مامونیه و رخنمونهای واحدهای سنگی گوناگون (دید رو به شمالباختری)؛ B) نمایی از رخنمون گدازة آندزیتبازالتی، گدازههای اسیدی و دایکهای بازالتی (دید رو به شمال)؛ C) نمای نزدیک از واحد لیتیکآندزیتتوف؛ D) نمای نزدیک از واحد آندزیت مگاپورفیری؛ E) نمای نزدیک از واحد داسیتی؛ F) نفوذ دایکهای بازالتی در واحدهای اسیدی؛ G) نمای نزدیک از واحد بازالت-آندزیتی؛ H) نمای نزدیک از واحد بازالت-دیاباز.
Figure 2. A) A general view of the study area in south of Mamoniyeh and various outcrops rock units (view to the northeast); B) A view of basaltic andesite lava outcrops, acid lavas, and basaltic dykes (view to the north); C) A close view of lithic andesite tuf unit; D) A close view of mega porphyritic andesite; E) A close view of the dacitic unit; F) Influx of basaltic dykes in acidic units; G) A close view of the basalt-andesite unit; H) A close view of the basalt-diabasic unit.
3- واحد توف داسیتی-ریوداسیتی (d)
در بررسیهای میدانی، واحد لیتیککریستالتوف داسیتی- ریوداسیتی ریختشناسی تپهماهوری تا نیمهصخرهای دارد. بر پایة بررسیهای میکروسکوپی، این گروه سنگی بافت کلاستیک نشان میدهد و از قطعات سنگی، میکروفنوکریستها و فنوکریستهای پلاژیوکلاز و بیوتیت در زمینهای از ریزبلورها و نهانبلورهای کوارتز و فلدسپار و کانیهای کدر ساخته شده است. قطعات سنگی با اندازه و ترکیب گوناگونی در آن دیده میشود و ترکیب بیشتر آنها حد واسط است. بافت رایج نیز پورفیریتیک و آذرآواری است. افزونبر ریزبلورهای فلدسپار بیشکل در زمینه، میکروفنوکریستهای کوارتز به مقدار اندک و بلورهای کوارتز و فلدسپار بهصورت نهانبلور و ریزبلور نیز در زمینه دیده میشوند. همچنین، بیوتیت بهصورت فنوکریست، میکروفنوکریست و ریزبلور در برخی نمونهها دیده میشود (شکلهای 2-E، 2-F و 3-G).
شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از سنگهای آتشفشانی منطقه A) میکروفنوکریستال و بلورهای پلاژیوکلاز سریسیتیشده با بافت پورفیری در نمونة آندزیتی؛ B) ریزبلورهای تورمالین با آگرگات شعاعی و بافت میکرولیتی پورفیری در نمونة آندزیتی؛ C) اورالیتی و کلریتیشدن کانیهای فرومنیزین بههمراه پلاژیوکلاز وکربنات در واحد آندزیتی؛ D) بلورهای نیمهشکلدارِ دگرسانشدة کلینوپیروکسن با بافت پورفیری و ریزبلور کانی کدرِ درون آن در نمونة آندزیتبازالتی؛ E) بلورهای پلاژیوکلاز با بافت غربالی، آلکالیفلدسپار و قطعات سنگی آتشفشانی در نمونة لیتیکتوفآندزیتی؛ F) میکروفنوکریستال و بلورهای پلاژیوکلاز منشوری و تابولار سریسیتیشده با بافت پورفیری و زمینة میکرولیتی در نمونة داسیتی؛ G) سریسیتیشدن بلورهای پلاژیوکلاز در امتداد ماکلهای پلیسینتتیک در نمونة ریوداسیتی؛ H) درشتبلورهای پلاژیوکلاز در نمونة تراکیتی که خوردگی نشان میدهند و به اپیدوت دگرسان شدهاند؛ I) نمونة تراکیآندزیت با بافت پورفیری با زمینة ریزبلور؛ J) درشتبلور کلینوپیروکسن و ریزبلورهای آلکالیفلدسپار آرژیلیکیشده و پلاژیوکلاز در نمونة آندزیتبازالتی؛ K) پلاژیوکلاز اپیدوتیشده در زمینة ریزبلور در آندزیتبازالتی؛ L) بلورهای نیمهشکلدار و دگرسانشدة کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن بههمراه کریستالهای پلاژیوکلاز در نمونة بازالتی (نام اختصاری کانیها برگرفته از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010)).
Figure 3. Photomicrographs of volcanic rocks in the area A) Microphenocryst and sericitized plagioclase crystals with porphyric texture in the andesite sample; B) Tourmaline microcrystals with radial aggregate and porphyry microlithic texture in the andesite sample; C) Uralitization and chloritization of ferromagnesian with plagioclase and carbonate minerals in the andesite sample; D) Subhedral altered clinopyroxene crystals with porphyry texture and the opaque microcrystals in the basaltic andesite sample; E) Plagioclase crystals with sieve texture, alkali feldspar, and volcanic rock fragments in andesite lithic tuff sample; F) Sericitized plagioclase microphenocrystals and crystals with prismatic and tabular in the dacitic sample; G) Sericitization of plagioclase crystals along polysynthetic twining in the rhyodacite; H) Coarse plagioclase crystals in the trachyte sample show corrosion and altered to epidote; I) Trachyandesite sample with porphyry texture and microcrystalline groundmass; J) Clinopyroxene phenocrysts and microcrystals of argillic alkali feldspar and plagioclase in the basaltic andesite sample; K) Epidotized plagioclase in a microcrystalline matrix in the andesite basalt; L) Subhedral altered clinopyroxene and orthopyroxene crystals along with plagioclase crystals in the basalt sample (Abbreviations from Whitney and Evans (2010)).
شکل 3. ادامه.
Figure 3. Continued.
4- واحد گدازه اسیدی (a)
بیشترین رخنمون این واحد سنگی در نیمة خاوری محدوده است و از گدازه و توف اسیدی بههمراه دایکهای سابولکان ساخته شده است. همبری این واحد سنگی با واحدهای سنگی دیگر، هم بهصورت عادی و هم بهصورت گسله است. نمود صحرایی این واحد سنگی در بررسیهای میدانی، روشن است و ریختشناسی آن تپه ماهوری و ساختهشده از آگلومرا، گدازههای لیتیک و توف اسیدی، تراکیت-تراکیآندزیت بههمراه دایکهای سابولکان است. در مقاطع میکروسکوپی قطعات سنگی و دانههای کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار و کانی کدر اجزا اصلی سازندة سنگ هستند که در زمینة شیشهای سرشار از کانی کدر جای دارند. بخشهایی از زمینه کلریتی شدهاند. بافت قطعات سنگی بیشتر هیالومیکرولیت پورفیریتیک و هیالوپورفیریتیک و کریپتوکریستالین پورفیریتیک، پیروکلاستیک و میکروگرانولار است و زمینة برخی قطعات سنگی اپاسیتی شده است (شکلهای 2-F، 3-H و 3-I).
5- واحد آندزیت بازالت و دیاباز(b)
بخش بزرگی از رخنمون این واحد سنگی در جنوب و خاور محدوده است و رخنمونهای محدود دیگری نیز در جنوب و شمال جنوب منطقة مامونیه از آن دیده میشوند و از گدازههای آندزیتبازالت بههمراه دایکهای سابولکان ساخته شدهاند. نمود صحرایی این واحد سنگی در بررسیهای میدانی تیره رنگ است و رنگ نمونة دستی آن سیاه است. در مقطع میکروسوپی، بافت پورفیری با زمینة هیالین و اینترگرانولار- اینترسرتال دارد و بلورهای شکلدارِ منشوریِ پلاژیوکلاز کانی اصلی سازندة نمونه هستند. بلورهای پیروکسن، فنوکریستها، میکروفنوکریست و شیشة کلریتیشده در بخشهایی از نمونهها دیده میشوند. میکرولیتهای فلدسپار تا اندازهای حالت جریانی نشان میدهند و بلورهای پلاژیوکلاز بهصورت فنوکریست، میکروفنوکریست و میکرولیت و کانیهای فرومنیزین بهصورت میکروفنوکریست و میکرولیت دیده میشوند (شکلهای 2-G، 2-K و 3-J).
6- واحد بازالت-دیاباز (mb)
واحد بازالت تا بازالت آندزیت در باختر و شمالباختری محدوده رخنمون دارد و در نمونة دستی خاکستری تیره تا سیاه و با بافت پورفیریتیک با زمینة ریزبلور است. فنوکریستها و میکروفنوکریستهای شکلدار و نیمهشکلدار پلاژیوکلاز، الیوین و پیروکسن در زمینهای از ریزبلورها و نهانبلورهای فلدسپار جای گرفتهاند. بلورهای پلاژیوکلاز تا اندازهای سالم هستند یا دچار دگرسانی کمی شدهاند. پیروکسن و الیوین از کانیهای فرومنیزین این سنگها هستند که از دگرسانی برخی از آنها ترمولیت- اکتینولیت پدید آمده است (شکلهای 2-H و 3-L).
بحث
زمینشیمی سنگ کل، سری ماگمایی
برای بررسی رفتار زمینشیمیایی سنگ شناختی نمونههای آتشفشانی منطقه جنوب مامونیه پس از بررسیهای سنگنگاری و کانیشناسی، شمار 15 نمونه از سنگهای آتشفشانی کمتر دگرسانشده برای انجام تجزیة شیمیایی از رخنمونها و مغزههای حفاری برداشت شدند که یافتههای بهدستآمده از تجزیة آنها در جدول 1 آورده شدهاند.
جدول 1. دادههای زمینشیمیایی سنگکل سنگهای آتشفشانی جنوب منطقة مامونیه (عنصرهای اصلی بر پایة درصدوزنی، عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب بر پایة پیپیام).
Table 1. Whole-rock geochemical data of the Eocene volcanic rocks from the the south of Mamoniyeh area (major elements in wt. %, trace and rare earth elements in ppm).
|
Sample No. |
MNG-21 |
MNG-22 |
MNG-2 |
MNG-5 |
MNG-19 |
MNG-13 |
MNG-14 |
MNG-12 |
MNG-20 |
MNG-1 |
MNG-9 |
MNG-6 |
|
MNG-23 |
MNG-17 |
|
Rock Type |
Basalt |
Trachy basalt |
Trachy Andesite |
Andesite Basalt |
MNG-7 |
|
Rhyodacite |
||||||||
|
SiO2 |
49.6 |
48.7 |
48.36 |
47.98 |
Dacite |
50.16 |
52.29 |
52.8 |
53.96 |
55.18 |
56.7 |
57.24 |
62.39 |
71 |
73.54 |
|
Al2O3 |
17.6 |
16.5 |
18.75 |
17.89 |
16.94 |
17.97 |
15.88 |
17.98 |
16.13 |
17.36 |
15.15 |
15.84 |
15.09 |
13.4 |
11.62 |
|
CaO |
8.4 |
9.1 |
3.14 |
4.96 |
9.75 |
1.84 |
4.9 |
2.8 |
6.68 |
2.51 |
2.35 |
3.06 |
2.78 |
1.9 |
2.1 |
|
Fe2O3 |
9.1 |
9.4 |
10.82 |
12.3 |
9.9 |
10.35 |
10.13 |
8.61 |
9.32 |
7.27 |
10.35 |
7.41 |
7.06 |
3.1 |
2.9 |
|
K2O |
1.3 |
1.1 |
0.4 |
0.35 |
1.69 |
4.56 |
0.78 |
8.92 |
1.67 |
6.38 |
3.67 |
3.77 |
0.89 |
3.9 |
2.88 |
|
MgO |
4.8 |
6.9 |
6.89 |
5.17 |
3.36 |
5.71 |
4.4 |
2.78 |
3.72 |
2.18 |
2.71 |
2.21 |
3.34 |
0.5 |
0.79 |
|
MnO |
0.2 |
0.1 |
0.27 |
0.12 |
0.46 |
0.37 |
0.12 |
0.28 |
0.17 |
0.21 |
0.12 |
0.06 |
0.08 |
0.1 |
0.06 |
|
Na2O |
3.2 |
3.7 |
5.62 |
5.36 |
2.22 |
3.58 |
4.74 |
1.21 |
3.22 |
2.61 |
3.78 |
4.62 |
4.47 |
3.5 |
1.62 |
|
P2O5 |
0.1 |
0.4 |
0.18 |
0.17 |
0.22 |
0.31 |
0.27 |
0.22 |
0.14 |
0.32 |
0.14 |
0.22 |
0.16 |
0.1 |
0.09 |
|
TiO2 |
0.9 |
1.5 |
0.85 |
0.78 |
0.92 |
0.8 |
1.18 |
0.71 |
0.79 |
0.69 |
0.71 |
0.84 |
0.71 |
0.5 |
0.32 |
|
LOI |
4.4 |
2.3 |
4.71 |
4.91 |
7.21 |
4.08 |
5.31 |
3.05 |
4.08 |
5.1 |
4.21 |
4.63 |
2.96 |
1.4 |
3.9 |
|
Sc |
25.3 |
23.4 |
22.4 |
22.3 |
29.6 |
18.6 |
30.6 |
17.7 |
24 |
17.6 |
19.5 |
19 |
19.2 |
4.3 |
4.6 |
|
V |
226 |
241 |
215 |
185 |
283 |
156 |
269 |
153 |
238 |
78 |
116 |
147 |
140 |
31 |
19 |
|
Cr |
31 |
32 |
80 |
18 |
14 |
20 |
37 |
20 |
35 |
13 |
38 |
24 |
33 |
<1 |
<1 |
|
Co |
24.8 |
30.9 |
19.1 |
12.7 |
27.2 |
21.2 |
16.3 |
13.8 |
19.1 |
13.1 |
24.9 |
6.3 |
11 |
1.9 |
2.1 |
|
Ni |
16.2 |
74.9 |
11 |
2 |
17 |
<1 |
9 |
7 |
11 |
<1 |
17 |
<1 |
10 |
3.9 |
4 |
|
Zn |
62 |
68 |
250 |
70 |
171 |
167 |
53 |
52 |
72 |
50 |
51 |
32 |
68 |
13 |
18 |
|
As |
12.6 |
11.9 |
13.7 |
15.2 |
9.5 |
11.6 |
9 |
13.1 |
7.8 |
0.9 |
5.8 |
7.3 |
16.8 |
8.1 |
7.3 |
|
Rb |
20.8 |
17.1 |
32 |
19 |
28 |
73 |
31 |
169 |
16 |
122 |
73 |
73 |
50 |
58 |
61 |
|
Sr |
646 |
716 |
264 |
303 |
344 |
199 |
241 |
206 |
361 |
104 |
138 |
339 |
275 |
65.1 |
58.9 |
|
Y |
18 |
22 |
11.7 |
11.3 |
19.2 |
12 |
25.6 |
11.9 |
18.6 |
17 |
18 |
12.9 |
20.4 |
14.9 |
12.8 |
|
Zr |
67 |
134 |
19 |
14 |
61 |
20 |
23 |
16 |
70 |
47 |
46 |
43 |
17 |
86 |
55 |
|
Nb |
4.8 |
19 |
12 |
5.5 |
3.3 |
3.1 |
4.4 |
3.5 |
4 |
18.5 |
6.8 |
11.9 |
7.5 |
5.2 |
5.5 |
|
Mo |
0.3 |
1.5 |
1 |
<0.5 |
<0.5 |
0.5 |
<0.5 |
1.2 |
0.6 |
2.1 |
1.6 |
0.9 |
1.6 |
<0.5 |
<0.5 |
|
Cs |
0.9 |
0.5 |
1.1 |
2.1 |
3.7 |
0.8 |
1 |
2.1 |
0.5 |
3 |
1.1 |
2 |
4 |
1 |
1 |
|
Ba |
461 |
361 |
218 |
41 |
452 |
1880 |
196 |
3801 |
439 |
1445 |
977 |
857 |
516 |
509 |
346 |
|
La |
9.4 |
9.8 |
8.7 |
10.1 |
9.9 |
10.4 |
10.1 |
9.3 |
7.2 |
10.3 |
8.4 |
7.9 |
12.1 |
8.2 |
8.6 |
|
Ce |
30.1 |
38.1 |
13 |
11 |
22 |
15 |
29 |
14 |
29 |
22 |
29 |
33 |
30 |
38 |
40 |
|
Pr |
3.4 |
2.9 |
2.67 |
2.62 |
2.35 |
2.47 |
4.45 |
2.64 |
2.73 |
3.42 |
4.08 |
4.77 |
5.87 |
3.9 |
3.94 |
|
Nd |
16.3 |
26.4 |
12.5 |
12.3 |
15.7 |
12 |
20.2 |
12.2 |
17.8 |
15.4 |
18 |
21.1 |
23.7 |
19.6 |
20.2 |
|
Sm |
3.8 |
4.9 |
2.7 |
2.8 |
3 |
2.9 |
4.2 |
4.3 |
3.5 |
3.5 |
3.8 |
3.9 |
4.3 |
3.1 |
2.9 |
|
Eu |
1.2 |
1.5 |
0.94 |
0.64 |
0.92 |
1.07 |
1.3 |
1.96 |
0.94 |
1 |
0.97 |
0.95 |
0.8 |
0.8 |
0.73 |
|
Gd |
3.5 |
3.9 |
2.33 |
2.43 |
3.25 |
1.96 |
4.1 |
2.49 |
3.36 |
2.85 |
2.86 |
3.19 |
3.61 |
3.1 |
2.78 |
|
Tb |
0.6 |
0.6 |
0.4 |
0.4 |
0.6 |
0.4 |
0.6 |
0.4 |
0.6 |
0.5 |
0.5 |
0.4 |
0.5 |
0.4 |
0.5 |
|
Dy |
3.3 |
3.7 |
3.3 |
2.8 |
3.8 |
2.7 |
5.3 |
3.3 |
3.6 |
3.9 |
3.9 |
3.2 |
4.2 |
2.6 |
2.9 |
|
Er |
1.9 |
1.9 |
1.8 |
1.6 |
2 |
1.5 |
2.6 |
1.4 |
1.7 |
1.8 |
2.1 |
1.8 |
2.3 |
1.1 |
1.2 |
|
Yb |
1.9 |
1.8 |
1.59 |
1.52 |
1.52 |
1.5 |
2.4 |
1.36 |
1.67 |
1.61 |
1.85 |
1.45 |
1.96 |
1.9 |
1.64 |
|
Lu |
0.3 |
0.4 |
0.2 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
|
Ta |
0.2 |
1.5 |
9.5 |
3 |
0.3 |
1 |
0.9 |
1.2 |
0.4 |
4.8 |
1.8 |
3.8 |
0.9 |
0.8 |
0.7 |
|
Hf |
1.9 |
3.7 |
1.5 |
1.3 |
2.3 |
1.2 |
1.4 |
1.2 |
2.5 |
2.2 |
1.7 |
2 |
1.1 |
2.2 |
2.3 |
|
Th |
1.4 |
4.8 |
5 |
5 |
0.4 |
1.4 |
0.8 |
1.4 |
1.9 |
3.9 |
2.4 |
3.9 |
5.2 |
2.6 |
2.9 |
|
U |
0.5 |
1.2 |
0.5 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.5 |
0.8 |
0.9 |
1.1 |
1.3 |
0.9 |
1.2 |
1.1 |
با بهکارگیری این دادهها و رسم نمودارهای مربوطه بر پایة الگوی رفتاری اکسیدهای اصلی، عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی کمیاب به بررسی فرایندهای نخستین و نقش فرایندهای پس از زایش ماگما مانند تبلوربخشی و آلودگی با پوستة قارهای پرداخته شد. در این سنگها، مقدار SiO2 از 47 تا 73 درصدوزنی و مقدار Al2O3 از 6/11 تا 8/17 درصدوزنی در نوسان است. مجموع عنصرهای آلکالی در نمونهها برابر با 5/4 تا 1/10 درصدوزنی است.
در نامگذاری سنگها و حذف تأثیر دگرسانی از عنصرهای کمتر متحرک و مقاوم در برابر دگرسانی بهره گرفته شد. بر این اساس با توجه به نمودار Nb/Y در برابر Zr/Ti ترکیب سنگهای آتشفشانی منطقه بیشتر بازالت، آلکالیبازالت، آندزیتبازالتی و تراکیآندزیت هستند (شکل 4-A).
شکل 4. نمودارهای تعیین سرشت و سری ماگمایی سنگهای آتشفشانی جنوب منطقة مامونیه A) Nb/Y در برابر Zr/Ti (Pearce, 1996)؛ B) Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ D) Co در برابر Th (Hasite et al., 2007).
Figure 4. Discrimination diagrams for determining the nature and magmatic series of volcanic rocks from the the south of Mamoniyeh. A) Nb/Y versus Zr/Ti (Pearce, 1996). B) Nb/Y versus Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977). C) Zr/TiO2 versus SiO2 (Winchester and Floyd, 1977). D) Co versus Th (Hastie et al., 2007).
بر پایة نمودار محتوای Nb/Y در برابر Zr/TiO2، ترکیب سنگها آندزیتبازالت، بازالت سابآلکالن و آلکالیبازالت است (شکل 4-B). نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 نشاندهندة ترکیبهای آندزیتبازالت سابآلکالن، آندزیت و ریوداسیت برای سنگهای آتشفشانی منطقه است (شکل 4-C). همچنین، بر پایة نمودار Co در برابر Th، نمونهها در محدودة بازالتآندزیت و آندزیتهای سری کالکآلکالن و داسیت-ریوداسیتهای سری کالکآلکالن جای میگیرند (شکل 4-D).
بررسی تغییرات عنصرها
برای پیبردن به سرشت برخی فرایندهای مؤثر در تحول ماگما مانند تبلوربخشی، میتوان از نمودارهای دوتایی تغییرات اکسید-اکسید، اکسید-عنصر و یاعنصر-عنصر هارکر (Harker, 1909) بهره گرفت. در کل، روندهایی که وابستگی خطی مثبت یا منفی دارند در کنترل تبلوربخشی، آمیختگی ماگمایی و یا آلایش هستند؛ اما پراکندگیها میتواند در اثر تحولاتی مانند آلایش ماگما با پوستة بالایی، دگرسانی و یا تمرکزهای بلوری روی دهد (Willson, 2007). در میان اکسیدهای اصلی، Al2O3 و TiO2 روند کاهشی آشکاری را نشان میدهند. کاهش Fe2O3، MgO و P2O5 چهبسا نشاندهندة تبلور کانیهای فرومنیزین و تأثیر جدایش بلوری در پیدایش سنگهای آتشفشانی منطقه باشد (Defant et al., 1992). دیگر اکسیدها روند روشنی ندارند و بهصورت پراکنده دیده میشوند (شکل 5).
در مجموعههای کالکآلکالن با افزایش مقدار SiO2، مقدار MgO، Fe2O3، CaO، TiO2 و MgO کاهش و مقدار Na2O و تا اندازهای K2O افزایش مییابند (Feely et al., 2002). روند پراکنده مقدار K2O و Na2O در سنگهای آتشفشانی منطقه چهبسا پیامد تحرک بالای سدیم و پتاسیم در هنگام رخداد دگرسانی و هوازدگی است (Rollinson, 1993). فراوانی CaO و Al2O3 و کاهش مداوم با افزایش مقدار SiO2 در سنگهای آتشفشانی جنوب مامونیه نشاندهندة نقش مهم تبلور و جدایش بلوری پلاژیوکلاز در هنگام پیدایش آنها و همچنین، حضور اپیدوت در این سنگها باشد (Defant et al., 1992). تمرکز بالاتر و پراکندگی Al2O3 در نمونههای حد واسط و سپس روند کاهشی آن بهسوی قطب اسیدی، پیامد فراوانی متغیر پلاژیوکلازها و تغییر در ترکیب آنهاست. روند کاهشی CaO نسبت به SiO2، از نمونههای حد واسط بهسوی اسیدی میتواند نشاندهندة جدایش بلوری کلینوپیرکسن و پلاژیوکلاز باشد (Ayabe et al., 2012). در نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب در برابر سیلیس (شکل 6) عنصرهای Ce و La روند افزایشی و Rb و Ba الگوی پراکنده رو به افزایشی دارند که افزایش آنها میتواند گویای نبود جدایش بلوری پتاسیمفلدسپار از ماگمای مادرِ این سنگها باشد. روند کمابیش کاهشی V و Ni نیز میتواند در ارتباط با جدایش بلوری کانیهای فرومنیزینی مانند الیوین، پیروکسن باشد (Zanetti et al., 2004).
روند کمابیش افزایشی Nb با افزایش مقدار SiO2 میتواند پیامد جانشینی تیتانیم در اکسیدهای تیتانیمدار و یا در ساختمان بیوتیت و هورنبلند باشد (Rollinson, 1993). مقدار Sc و Sr روند پراکنده و رو به کاهش نشان میدهد که چهبسا پیامد فرایند مهمِ تبلور پلاژیوکلاز در تکامل این سنگهاست (Rollinson, 1993).
شکل 5. نمودارهای هارکر برای عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) سنگهای آتشفشانی جنوب مامونیه.
Figure 5. Harker diagram for major element oxides (in wt%) of volcanic rocks in the south of the Mamoniyeh area.
غلظت Sr بیشتر با بلورهای پلاژیوکلاز کنترل میشود؛ زیرا استرانسیم در پلاژیوکلازها آسانتر از کانیهای کلسیمدار دیگر جایگزین Ca میشود و سوسوریتیشدن و سریسیتیشدن آن هنگام دگرسانی گرمابی عامل پراکندگی استرانسیم است (Mason and Moore, 1982). کاهش نسبتاً شدید Sc و V از سنگهای حد واسط بهسوی سنگهای اسیدی مربوط به جدایش بلوری کلینوپیروکسن و اکسیدهای آهن و تیتانیم است (Cox et al., 1989). سنگهای بررسیشده مقدار کمی نیکل (کمتر از 70ppm) و کروم (کمتر از ppm400) دارند که نشان میدهد آنها در طول تکامل خود دچار تغییر شدهاند (Wilson, 2007). با توجه به این موضوع که در گوشتة اولیه مقدار نیکل از ppm400 بیشتر و مقدار کروم از ppm1000 بیشتر است (Wilson, 1989)، دادههای این عنصرها در منطقه میتواند گویای تأثیر جدایش بلوری هنگام صعود ماگما باشد؛ همانگونهکه درشتبلورهای پلاژیوکلاز و کلینو پیروکسن نیز نشاندهندة آن هستند (Zhang et al., 2009; Shahsavari Alavijeh et al., 2019).
شکل 6. نمودارهای هارکر برای عنصرهای کمیاب (بر پایة ppm) سنگهای آتشفشانی جنوب مامونیه.
Figure 6. Harker diagram for trace elements (in ppm) of volcanic rocks in the south of the Mamoniyeh area.
نمودارهای تغییرات عنصرهای سازگار و ناسازگار برای بررسی نقش فرایندهای ذوببخشی و تبلوربخشی بسیار کارآمد هستند (Aldanmaz et al., 2000). بر پایة نمودار شکل 7، افزایش عنصرهایی مانند U و Nb در برابر افزایش Th، افزایش Ba در برابر Rb و افزایش نسبت Ba/Yb در برابر افزایش مقدار Ba نشان میدهند جدایش بلوری ماگما هنگام تبلوربخشی در پیدایش سنگهای آتشفشانی محدوده دخالت داشته است. همچنین، روند مثبت Nd در برابر Zr و روندهای تقریباً منفی عنصرهای ناسازگار Co، Cr و Ni در برابر Zr گویای سرشت واحد و رابطة زایشی نزدیک سنگهای آتشفشانی این منطقه با یکدیگر است (Ghasemi et al., 2017).
شکل 7. نمودارهای تغییرات عنصرهای سازگار و ناسازگار (بر پایة ppm) برای بررسی فرایندهای تأثیرگذار در تحول ماگمایی سنگهای آتشفشانی جنوب مامونیه.
Figure 7. Variation diagram for the compatible and incompatible elements (in ppm) to investigate the effective processes in magma evolution of volcanic rocks in the south of Mamoniyeh area.
افزونبر جدایش بلوری، در هنگام پیدایش ماگما پدیده آمیختگی ماگمایی نیز میتواند تأثیرات مهمی در سرنوشت ماگما داشته باشد. به این منظور از نمودارهای Nb در برابر Nb/Zr (شکل 8-A) و Sr/Zr در برابر Ti/Zr (شکل 8-B) بهره گرفته شد. بر پایة این نمودارها، روند صعودی و شیبدار ترکیب نمونههای بررسیشده با روند آمیختگی ماگمایی همخوانی دارد. همچنین، در نمودارهای Rb در برابر Rb/Sr و Rb/Sr در برابر Ti/Zr (شکلهای 8-C و 8-D)، نمونهها روندی همانندِ منحنیهای آمیختگی دارند که این ویژگی نشاندهندة پدیده آمیختگی ماگمایی است. از اینرو، ماگمای مادر سنگهای آتشفشانی منطقه جنوب مامونیه باید از ذوببخشی خاستگاه گوشتهای پدید آمده باشند که با توجه به آمیختگی با ماگمای بازالتی در هنگام صعود و جایگیری در آشیانة ماگمایی به هنگام رخداد فرایندهای جدایش بلوری، آلایش و هضم، پیدایش انواع متفاوتی از سنگهای منطقه را بهدنبال داشته است.
شکل 8. بررسی آمیختگی ماگمایی دربارة سنگهای آتشفشانی جنوب منطقة مامونیه A) نمودار Nb در برابر Nb/Zr (Soesoo, 2000)؛ B) نمودار تغییرات Sr/Zr در برابر Ti/Zr (Karsli et al., 2007)؛ C) نمودار Rb در برابر Rb/Sr (Kaygusuz et al., 2018)؛ D) نمودار Rb/Sr در برابر Ti/Zr (Kaygusuz et al., 2018) (عنصرها بر پایة ppm).
Figure 8. Investigation of magma mixing in the volcanic rocks of the southern of Mamoniyeh region; A) Nb versus Nb/Zr diagram (Soesoo, 2000); B) Sr/Z versus Ti/Zr diagram (Karsli et al., 2007); C) Rb versus Rb/Sr diagram (Kaygusuz et al., 2018); D) Rb/Sr versus Ti/Zr diagram (Kaygusuz et al., 2018) (elements in ppm).
بررسی نمودارهای عنکبوتی
نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 9-A) که شیب منفی آن نشاندهندة غنیشدگی عنصرهای سنگدوست بزرگ یون (LILE [6]) نسبت به عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE [7]) است. این نمودار گویای تهیشدگی سنگهای آتشفشانی منطقه از عنصرهای HFSE (مانند Ti، Yb و Zr) است و عنصرهای LILE بهویژه Ba، K، Cs و Rb غنیشدگی نشان میدهند (Sun and McDonough, 1989; Asiabanha et al., 2012). پیدایش سنگها در پهنههای فرورانش عاملی است که باعث غنیشدگی از LREE [8] میشود (Winter, 2001; Wehrmann et al., 2014). تهیشدگی HREE[9] از ویژگیهای ماگماهای کالکآلکالن و یا خروج آنها از ماگما بهکمک محلولهای CO2 دار است (Tatsumi, 1989). تأثیر فرایندهای ثانویه و دگرسانی با توجه به پراکندگی الگوهای توزیع عنصرهای نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (شکل 9-B) چهبسا بازتابی از اثر تتراد[10] است که با تهیشدگی عنصرهایی مانند Ce، Gd و Yb بهصورت ضعیف و در پی برهم کنش سیال-سنگ نمایان شده است. پیدایش فرم کوژ در نمودار سامانههای آذرین و یا سامانههای گرمابی و رخداد همزمان اثر تتراد کوژ و کاو در نمودار پیامد فرایندهای زمینشیمیایی مانند دگرسانیهای گرمابی و آمیختگی سیالهای کانیساز (Peretyazhko and Savina, 2010; Feng et al., 2011) و دگرسانی ناشی از واکنش میان سیالها و سنگ دیواره (Monecke et al., 2007) دانسته شده است. در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت نیز غنیشدگی از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) دیده میشود (شکل 9-B) که میتواند پیامد فراوانی LREE در خاستگاه و یا درجة کم ذوببخشی و یا پیامد جدایش بلوری ماگمایی باشد (Rollinson, 1993; Wilson, 2007).
شکل 9. ترکیب سنگهای آتشفشانی جنوب منطقة مامونیه در A) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه؛ B) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (ترکیب گوشتة اولیه: Sun and McDonough (1989)؛ ترکیب کندریت: Nakamura (1974)).
Figure 9. Volcanic rocks from the south of Mamoniyeh area in A) Primitive mantle-normalized multi-element spider diagram; B) Chondrite-normalized REE diagram (Normalization factors for primitive mantle and chondrite are from Sun and McDonough (1989) and Nakamura (1974) respectively).
در پهنة فرورانش، HSFE ها (مانند Nb و Ti) درون تختة فرورونده بهجای میمانند؛ اما LILE ها (مانند Ba، K و Sr) بهآسانی به گوۀ گوشتهای بالای تختة فرورونده راه مییابند (Pearce, 1983; Temel et al., 1998). همچنین، بالابودن عنصرهای خاکی کمیاب سنگین نشاندهندة نبود گارنت در خاستگاه ماگماست (Wilson, 2007; Shellnutt et al., 2015). کاهش HFSE را میتوان پیامد حلالیت اندک این عنصرها در سیالهای جداشده از تختة فرورونده دانست (Khedr and Arai, 2016). عنصرهای خاکی کمیاب نسبت به فازهای بلوری اصلی سنگهای آذرین مانند الیوین و کلینوپیروکسن ناسازگار هستند و ازاینرو، بهصورت فزایندهای در سیالهای جدایشیافته متمرکز میشوند. ناهنجاری بسیار مثبت Pb و مثبت K در نمودار عنکبوتی سنگهای آتشفشانی منطقه جنوب مامونیه پیامد آلایش ماگمای سازندة این سنگها با مواد پوستهای و یا دگرنهادشدن گوة گوشتهای با مذاب حاصل از تختة فرورونده است (Srivastava and Singh, 2004). غنیشدگی نسبی از LILE (مانند Rb، Ba و K) و تهیشدگی از عنصرهایی مانند Ti و Nb چهبسا گواهی بر خاستگاهگرفتن ماگمای پدیدآورندة این سنگها از گوشتهای سستکرهای و دگرنهاده در بالای پهنة فرورانش است (Yu et al., 2016; Tanirli and Rizaoglu, 2016). همچنین، تهیشدگی از عنصرهای با میدان پایداری بالا از ویژگیهای شناختهشدة ماگماهای پهنههای فرورانش است (Geng et al., 2009). تهیشدگی این عنصرها میتواند نشاندهندة مشارکت پوسته در فرایندهای ماگمایی (Shang et al., 2004) و یا فقر این عنصرها در خاستگاه باشد (Wu et al., 2003). تهیشدگی از Nb و Zr و غنیشدگی از U نشانة ذوببخشی ماگمای سازندة این سنگها از گوۀ گوشتهای است که تحتتأثیر مقادیر متفاوتی از سیالهای برخاسته از تختة فرورونده و درجات متفاوت ذوببخشی، غنیشدگیهای متفاوتی را نشان میدهند (Tian et al., 2008). بیهنجاری ضعیف در Eu میتواند پیامد عملکرد فرایند جدایش بلوری کانی پلاژیوکلاز (Barnes et al., 2001)، یا خاستگاهگرفتن ماگمای مادر از گوشتهای پلاژیوکلازدار (Wilson, 2007)، فوگاسیتة بالای اکسیژن در محیط تبلور ماگما (Aslan et al., 2017) و یا تخریب کانیهایی مانند پلاژیوکلاز و هورنبلند در اثر واکنش سیالهای گرمابی اسیدی با سنگ میزبان آندزیتی باشد. اگر بیهنجاری Eu با بیهنجاری Sr همراه باشد، جدایش بلوری پلاژیوکلاز رخ داده است. پس بیهنجاری ضعیف Sr و Eu در سنگهای جنوب منطقة مامونیه چهبسا نشان میدهد پلاژیوکلاز فاز پایداری در خاستگاه بوده است و یا پلاژیوکلاز فاز مهمی در هنگام جدایش بلوری و یا هنگام تغییر فوگاسیتة اکسیژن بهشمار میرفته است (Wade et al., 2005). میتوان گفت که ناهنجاری منفی ضعیف در Eu در سنگهای آتشفشانی نادگرسان جنوب منطقة مامونیه مقداربالای آب یا فوگاسیته اکسیژن را توضیح میدهد. وجود آنومالی منفی Ce نیز میتواند نشانهای از تخریب کانی زیرکن توسط سیالهای اسیدی در یک محیط اکسیدان باشد. غنیشدگی از LILES و LREES نشانههایی از ماگماتیسم فرورانشی است که در سنگهای پهنة ماگمایی البرز و ارومیه- دختر دیده میشود (Asiabanha and Foden, 2012).
خاستگاه ماگما و جایگاه زمینساختی
سنگهای آتشفشانی جنوب مامونیه، ویژگیهای زمینشیمیایی مرتبط با پهنههای فرورانش را نشان میدهند (غنیشدگی از عنصرهای LILE و تهیشدگی از HFSE). از آنجاییکه عنصرهای HFSE و HREE در مقایسه با دیگر عنصرهای کمیاب تحرک کمتری دارند در بررسی سرشت و خاستگاه سنگ کارآمد هستند (Pang et al., 2013). بیشتر این عنصرها در هنگام فرایندهایی مانند هوازدگی، دگرسانی و دگرگونی (فرایندهای ثانویه) حساسیت کمی دارند و وارد فاز مذاب نمیشوند (Zhang et al., 2016). برای تفسیر و بررسی خاستگاه ماگما و جایگاه زمینساختی سنگهای آتشفشانی جنوب منطقة مامونیه نمودارها و نسبتهای مختلفی از عنصرهای کمیاب و کم تحرک بهکار برده شدهاند. بر پایة بررسیهای سامر و همکاران (Sommer at al., 2006)، نسبت Zr/Nb بیشتر از 10 نشاندهندة ماگماتیسم در پهنة فرورانش است و مقدارهای کمتر از 10 نشاندهندة خاستگاه غیرکوهزایی ماگماست. این نسبت برای نمونههای منطقه از 58/1 تا 48/18 و با میانگین 93/7 متغیر است نشاندهندة ارتباط سنگهای منطقه با فرایندهای فرورانش است.
نسبتهای Nb/Th کمتر از 3 از ویژگیهای سنگهای کالکآلکالن کمان ماگمایی است (Whalen et al., 2006)که این نسبت بهصورت میانگین برای سنگهای آتشفشانی جنوب منطقة مامونیه برابر با 16/3 است. این مقدارها نشاندهندة ارتباط سنگهای این منطقه با فرایندهای کوهزایی و فرورانش است. بر پایة بررسیهای دفانت و دراموند (Defant and Drummond, 1990)، نسبت Sr/Y بالاتر از 40 نشاندهندة مذابهای جداشده از تختة فرورونده است؛ زیرا میزان Y بهعلت تعادل با مجموعه کانیهای فشار بالا در مادة مذاب جداشده از تختة فرورو بسیار کم است؛ اما از Sr بهعلت ناپایداری کانی پلاژیوکلاز بسیار غنی است. این نسبت در سنگها جنوب منطقة مامونیه از 4/3 تا 8/35 در نوسان است. بر پایة بررسیهای مانکر و همکاران (Munker et al., 2004)، این مقدارها گویای جدایش مذاب سازندة این سنگها از گوۀ گوشتهای است. برای الگوسازی ویژگیهای خاستگاه گوشتهای و درجه ذوببخشی نمودار تغییرات Sm در برابر Sm/Yb بهکار برده شد (شکل 10). این نمودار بر پایة یک خاستگاه گوشتهای تهیشده مورب و یک خاستگاه تهینشده (WAM [11]) است که نمایندة گوشته زیرقارهای هستند. این نمودار نشان میدهد خاستگاه مذاب سازندة نمونههای آتشفشانی جنوب منطقة مامونیه یک گوشتة غنیشدة اسپینل+گارنتلرزولیتی با درجة ذوببخشی کم (40 تا 20 درصد) و یک گوشتة کمتر غنیشدة اسپینللرزولیتی با درجة ذوببخشی بالا (40 تا 50 درصد) بوده است. افزایش درجة ذوببخشی تهیشدگی خاستگاه گوشتهای را افزایش میدهد (Pearce and Peate, 1995). بر پایة دادههای سان و مکدوناف (Sun and McDough, 1989)، مقدار Zr/Y برابر با 46/2 و Nb/Y برابر با 08/0 نشاندهندة خاستگاه گوشتهای تهیشده است. این نسبتها برای نمونههای جنوب منطقة مامونیه بهترتیب در بازة 8/0 - 6 و 17/0 - 86/0 در نوسان است و جدایش نمونههای منطقه از خاستگاه گوشتهای غنیشده را نشان میدهد. همانگونهکه در نمودار Zr در برابر Y (شکل 11-A) نیز وابستگی زایشی سنگهای منطقه به گوشتة غنیشده بهخوبی روشن است. برای شناسایی نقش نهشتههای تختة فرورونده نمودار Th در برابر Ba/Th بهکار برده شد (شکل 11-B). این عنصرها نشانگرهای ارزشمندی از مشارکت سیالها یا دخالت رسوبها در پیدایش ماگماهای فرورانشی هستند (Khademian et al., 2022)؛ زیرا Ba بهعلت تحرک بالا در سیالها حل میشود. در برابر آن، Th بهعلت نامتحرکبودن وارد سیالهای غنی از عنصرهای متحرک (مانند LILE) نمیشود؛ اما در مذابهای جداشده از رسوبهای تختة فرورونده تحرک بیشتری از خود نشان میدهد (Woodhead et al., 2001). در این نمودار، مقدار بالای Th نشاندهندة تأثیر رسوبهای پلاژیک در خاستگاه ماگماست؛ اما بالابودن میزان Ba/Th نشاندهندة تأثیر سیالهای آزادشده از تیغه فرورونده در ترکیب ماگمای مادر است (Kirchenbaur and Műnker, 2015; Ajalli et al., 2021).
شکل 10. الگوسازی درجات مختلف ذوببخشی در نمودار تغییرات Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000).
Figure 10. Partial melting modeling based on Sm/Yb versus Sm variation diagram (Aldanmaz et al., 2000).
شکل 11. A) نمودار Zr در برابر Y برای نمایش وابستگی زایش ماگما به گوشتة غنیشده و تهیشده (Abu-Hamatteh, 2005). B) نمودار Th در برابرBa/Th برای نمایش تأثیر سیال جداشده از تختة فرورونده (Kirchenbaur et al., 2012)
Figure 11. A) Zr versus Y diagram for showing the magma genesis in relation to enriched and depleted mantle (Abu-Hamatteh, 2005); B) Th versus Ba/Th diagram for showing the effect of slab-derived fluid (Kirchenbaur et al., 2012).
برای تعیین جایگاه زمینساختی پیدایش سنگهای آتشفشانی جنوب منطقة مامونیه نیز از چندین نمودار بهره گرفته شد. در نمودار Y+Nb در برابر Rb، وابستگی نمونهها به محیط کمان آتشفشانی بهخوبی دیده میشود (شکل 12-A). نمودار La/Yb در برابر Th/Nb، نشاندهندة ارتباط سنگهای آتشفشانی منطقة جنوب مامونیه با کمان آتشفشانی است (شکل 12-B).
شکل 12. ترکیب سنگهای آتشفشانی جنوب مامونیه در نمودارهای تعیین خاستگاه زمینساختی پیدایش ماگما A) نمودار Y+Nb در برابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار La/Yb در برابر Th/Nb (Hollocher et al., 2012)؛ C) نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 2008)؛ D) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Schandl and Gorton, 2002)؛ E) نمودار NbN دربرابر ThN (Saccani, 2015)؛ F) نمودار Yb در برابر Th/Ta (Gorton and Schandl, 2000).
Figure 12. Composition of volcanic rocks from the southern Mamoniyeh area in the tectonomagmatic discrimination diagrams A) Y+Nb versus Rb (Pearce et al., 1984); B) La/Yb versus Th/Nb (Hollocher et al., 2012); C) Nb/Yb versus Th/Yb (Pearce, 2008); D) Ta/Yb versus Th/Yb (Schandl and Gorton, 2002); E) NbN versus ThN (Saccani, 2015); F) Yb versus Th/Ta (Gorton and Schandl, 2000).
نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb نسبت ورود مواد پوسته نسبت به ورود مواد مرتبط با فرورانش در سیستمهای ماگمایی را نشان میدهد. در این نمودار، وابستگی نمونهها به محیط کمان آتشفشانی دیده میشود (شکل 12-C). در نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb، نمونههای جنوب منطقة مامونیه در محدودة پهنههای آتشفشانی درونقارهای (WPVZ)، بازالتهای درونصفحهای (WPB) جای گرفتهاند (شکل 12-D). در نمودار NbN دربرابر ThN، نمونهها در محدودة کمان ماگمایی حاشیة قاره و کمان جزیرهایِ پوستة پلیژنتیک[12] و همچنین، پیشکمانی و درونکمان[13] جای میگیرند (شکل 12-E). در نمودار Yb در برابر Th/Ta نیز نمونهها در محدودة WPVZ و MORB جای میگیرند (شکل 12-F). الگوهای تکتونوماگمایی در این منطقه همانند پهنة ماگمایی ارومیه-دختر است که همگی نشاندهندة نقش فرورانش سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران هستند. بهدنبال این فرورانش، ماگماتیسم کمانی و پشتکمانی در محدودة گستردهای از ایران رخ داده که نقطة اوج آن در ائوسن بوده است. در بازة زمانی ائوسن، برهمکنش فرایندهای مختلفی مانند برگشت به عقب تختة فرورونده، پیدایش یک محیط زمینساختی کششی در بالای تیغه فرورونده، صعود گوشته سستکرهای و در کنار آن ذوببخشی گوشته سنگکرهای در رخداد ماگماتیسم ائوسن در ارومیه- دختر نقش داشته باشند (Delavari and Damghani, 2022). در پیدایش ماگما در رژیم زمینساختی پهنههای کمان قارهای، عواملی مانند چرخش تختة فرورونده و شکستهشدن تخته ممکن است مؤثر باشند (Azizi et al., 2016). به باور وردل و همکاران (Verdel et al., 2011)، ماگماتیسم پالئوژن کمان ارومیه-دختر و منطقة ساوه پیامد یک مرحلة کششی در پی عقبگرد صفحة اقیانوسی فرورونده دانسته شده است. شاید عقبگرد پوستة اقیانوسی در ترشیری، مسئول اصلی بالاآمدن گوشتة سستکرهایِ گرم است که در پی آن درجة زمینگرمایی در ژرفای گوشته بالایی افزایش یافته است و در پایان، به ذوب گوشتة سنگکرهای کمک کرده است. این الگوی ژئودینامیکی برای مناطق همجوار با منطقة مطالعاتی در کمان ماگمایی ارومیه- دختر نیز بحث شده است (Yeganehfar et al., 2013; Ghorbani et al., 2014; Babazadeh et al., 2017).
برداشت
سنگهای آتشفشانی جنوب مامونیه در بخش میانی پهنة ماگمایی ارومیه- دختر شامل رخنمونهای متنوعی از ریولیت، داسیت، تراکیداسیت، تراکیت، آندزیت، تراکیآندزیت، بازالت تراکیآندزیت و تراکیبازالت هستند که بر پایة دادههای موجود، سرشت ماگمایی آنها کالکآلکالن تشخیص داده شد. شواهد میکروسکوپی گویای وجود بافتهای آذرآواری، پورفیری با زمینة تراکیتی و نهانبلور، غربالی، اینترگرانولار، اینترسرتال، هیالومیکرولیت و هیالوپورفیری، نهانبلورین پورفیری و میکروگرانولار در نمونهها هستند. این مجموعة آتشفشانی غنیشدگی از عنصرهای سنگدوست بزرگ یون (LILE) مانند Rb، Ba و K، غنیشدگی از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) و تهیشدگی از عنصرهای با میدان پایداری بالا (HFSE) مانند Nb، Tiو P است که میتواند گواهی بر برخاستن ماگمای پدیدآورندة این سنگها از گوشتة سستکرهای دگرنهاده در بالای پهنة فرورانش باشد. بررسی تغییرات عنصرهای کمیاب نشاندهندة رخداد آلایش با مواد پوستهای و آمیختگی هنگام بالاآمدن ماگمای مادر سنگهای آتشفشانی منطقة جنوب مامونیه است؛ چنانچه ناهنجاری بسیار مثبت Pb و مثبت K درنمودار عنکبوتی نیز گویای آلایش با مواد پوستهای و یا دگرنهادشدن ناحیة گوشتهای با مذاب حاصل از تختة فرورونده و نقش سیالهای آزادشده از تختة فرورونده در ترکیب ماگمای مادر و تکامل ماگمایی منطقه است. بر پایة دادههای زمینشیمیایی و سنگشناسی نمونههای آتشفشانی جنوب منطقة مامونیه از یک گوشتة غنیشدة اسپینل+گارنت لرزولیتی با درجة ذوببخشی کم (45 تا 20 درصد) و یک گوشتة کمتر غنی اسپینل لرزولیتی با درجة ذوببخشی بیشتر (25 تا 45 درصد) خاستگاه گرفتهاند. بر پایة نمودارهای شناسایی پهنه زمینساختی، بیشتر نمونهها به محیط کمان آتشفشانی و پهنة فرورانشی وابسته هستند. با در نظر گرفتن همة شواهد میتوان گفت فرایند فرورانش که همراه با آزادسازی آب و مواد فرار از سنگکرة فرورونده بوده است موجب دگرنهادشدن گوۀ گوشتهای و ذوببخشی آن به کمک سیالهای آزادشده از سنگکرة اقیانوسی فرورونده شده است. در پایان، ماگمای حاصل هنگام گذر و یا توقف احتمالی در پوسته با مواد پوستهای آلایش یافته است که این الگو با یافتههای پیشنهادشده برای سراسر پهنة ماگمایی ارومیه- دختر و منطقة ساوه نیز همخوانی دارد.
سپاسگزاری
این مقاله بخشی از رسالة دکتری زمینشناسی اقتصادی مربوط به دانشگاه لرستان است که با همکاری گروه لیتوسفر دانشگاه وین نوشته شده است. از همة کسانیکه در انجام این پژوهش همکاری داشتهاند سپاسگزاری میشود. همچنین، از داوران گرامی برای بررسی دقیق و پیشنهادهای ارزنده و از سردبیر محترم و هیات تحریریه نشریة پترولوژی سپاسگزاری میشود.
[1] soft collision
[2] hard collision
[3] slab roll-back
[4] Urumieh-Dokhtar Magmatic Arc
[5] metasomatized
[6] large ion lithophile elements
[7] high field strength elements
[8] Light rare earth elements
[9] Heavy rare earth elements
[10] Tetrad effect
[11] WAM: West Anatolian Mantle
[12] Polygenetic crust island arc
[13] Forearc and intra-arc
)