Document Type : Original Article
Authors
Assistant Professor, Department of Geology, Payame Noor University (PNU), Tehran, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
کمربند ارومیه- دختر پرتکاپوترین پهنة زمینساختی ایران از نظر تکاپوی ماگمایی در سنوزوییک است. این تکاپوی ماگمایی با پیدایش واحدهای آتشفشانی و همچنین، تودههای آذرین درونی با ترکیب سنگشناسی و ویژگیهای زمینشیمیایی گوناگونی همراه بوده است. بر پایۀ پژوهشهای انجامشده، ماگماتیسم پهنة ارومیه- دختر از دیدگاه ترکیبی، بیشتر به دامنه کالکآلکالن وابسته هستند (Berberian et al., 1982; Shafiei et al., 2008). با وجود این، سنگهای آذرین وابسته به ماگماتیسم تولهایتی (Shahabpour, 2007; Fazlnia and Alizade, 2013; Hosseini et al., 2017) و آلکالن (Hassanzadeh, 1993; Moradian Shahrbabaky, 1997) نیز گزارش شدهاند. دربارة جایگاه تکتونوماگمایی ماگماتیسم پهنة ارومیه- دختر اختلاف دیدگاه وجود دارد؛ بهگونهای که به ماگماتیسم کرانههای فعال قارهای (Hassanzadeh, 1993; Shafiei et al., 2008)، ماگماتیسم جزیرههای کمانی (Shahabpour, 2007)، مناطق پس از کوهزایی (Ghasemi and Talbot, 2006) و کافتهای درون قارهای (Emami, 1981) نسبت داده شده است.
منطقه بررسیشده در مختصات طول جغرافیایی "00'50°10 تا "00 '10 °50 خاوری و عرض جغرافیایی "00 '°40 34 تا "00 '50 °34 شمالی جای دارد و در پهنهبندی کشوری در گسترۀ شمالی استان مرکزی جای گرفته است. همانند دیگر بخشهای پهنة ماگمایی ارومیه- دختر، در منطقة تفرش (بهعنوان بخشی از پهنة ارومیه- دختر) نیز تکاپوی ماگمایی ائوسن گسترش چشمگیری دارد. در این گستره، تکاپوی آتشفشانی بهصورت متناوب با شدت و ضعف در محیط دریایی و خشکی رخ داده است و انواع گوناگونی از سنگهای آذرآواری و سنگهای آتشفشانی بازیک تا اسیدی را پدید آورده است. حاجیان (Hajian, 2001) دنبالۀ رسوبی- آتشفشانی ائوسن در این ناحیه را در 6 واحد جداگانه با رخسارههای متعلق به مناطق خشکی و دریایی دستهبندی کرده است. به باور نصیری بزنجانی (Nasiri Bezanjani, 2006)، ویژگیهای زمینشیمیایی سنگهای آتشفشانی شمال- شمال خاور تفرش همانند ماگماتیسم پهنههای فرورانش در کرانههای فعال قارهای است.
وردل و همکاران (Verdel et al., 2011) با سن سنجی اورانیم- سرب، سن 7/54 میلیون سال پیش (آغاز ائوسن) را برای سنگهای آندزیتیِ قاعده دنبالۀ آتشفشانی ترسیری در این منطقه بهدست آوردند. ایشان افزونبر مقایسة ماگماتیسم ارومیه- دختر و البرز، بر این باور هستند که سنگهای آتشفشانی پالئوسن-ائوسن ویژگیهای ماگماتیسم کمان قارهای دارند؛ اما بازالتهای الیگوسن در کمربند ارومیه-دختر و البرز خاستگاه سستکرهای دارند. میرنژاد و همکاران (Mirnejad et al., 2018) ضمن بررسی سنگهای گرانودیوریتی تا تونالیتیِ شمال-شمالخاوری تفرش، بر پایۀ سنسنجی اورانیم- سرب بلورهای زیرکن، سن 19 تا 20 میلیون سال پیش را بهدست آوردهاند و این سنگهای آذرین درونی را به ماگماتیسم کالکآلکان کمانهای ماگمایی وابسته دانستهاند. به باور ایشان، تکاپوی فرورانش دستکم تا میوسن همچنان ادامه داشته است.
در خاور تفرش، دایکهای فراوانی واحدهای رسوبی و آتشفشانی پالئوژن و قدیمیتر را قطع کردهاند. سنسنجی این دایکها به روش پتاسیم- آرگن سن 15.4 میلیون سال پیش (میوسن) را نشان داده است (Ghorbani et al., 2014). همچنین، بابازاده و همکاران (Babazadeh, et al., 2022) بر پایۀ سنسنجی اورانیم- سرب، سن 5/17 میلیون سال پیش (میوسن) برای دایکهای مافیک پیشنهاد کردهاند. ایشان همچنین، پیدایش تودههای آذرین درونیِ میوسن در این منطقه را به مراحل پایانی فرورانش و پیش از برخورد صفحههای اوراسیا- عربی وابسته دانسته است.
در این پژوهش به بررسی سنگشناسی و زمینشیمیایی دایکهای مافیک و حد واسط واقع در خاور تفرش پرداخته میشود و دربارة جایگاه تکتونوماگمایی ماگماتیسم وابسته به آنها بحث میشود.
زمینشناسی
منطقة بررسیشده در نقشة زمین شناسی 100000/1 تفرش (Hajian, 1977) و نقشه 250000/1 قم (Emami and Hajian, 1991) جای دارد. به لحاظ جایگاه زمینساختاری، این گستره متعلق به پهنة ماگمایی ارومیه- دختر و کمابیش بخش میانی آن است (شکل 1). در گسترۀ بررسیشده، سنگهای آذرین، آذرآواری و رسوبی مزوزوییک و سنوزوییک برونزد دارند و در این میان، تکاپوی آتشفشانی ائوسن بسیار گسترده است (شکل 2).
شکل 1. نقشة ایران (Salehi et al., 2023) و جایگاه منطقه بررسیشده که با مستطیل سیاه نشان داده شده است.
Figure 1. The map of Iran (Salehi et al., 2023) and location of study area shown by a black rectangle.
شکل 2. نقشه واحدهای اصلی، برگرفته از نقشه 1:100000 تفرش (Hajian, 1977).
Figure 2. The map of the main units, adapted from the 1:100,000 Tafresh map (Hajian, 1977).
نهشتههای رسوبی- آتشفشانی سنوزوییک با یک نبود چینهشناسی از رسوبات پالئوسن روی آهکهای مارنی کرتاسة پسین جای گرفتهاند. نبود رسوبات پالئوسن را میتوان به رفتار فاز کوهزایی لارامید در پایان کرتاسه و بالاآمدگی عمومی منطقة برآمده از این فاز کوهزایی وابسته دانست. واحدهای ائوسن دربردارندۀ مجموعهای با گسترش و ستبرای زیاد (بیش از 3000 متر) است که در مجموع دربردارندۀ سنگهای رسوبی تخریبی، آذرآواری و روانههای گدازه میشود. این واحدهای سنگی به لحاظ چگونگی پیدایش (گدازه، آذرآواری و نهشتههای رسوبی) و همچنین، محیط پیدایش (دریایی یا قارهای) بهصورت متناوب و پی در پی تغییر میکنند. واحدهای قارهای خاکستری تا سرخرنگ با واحدهای دریایی سبز رنگ از هم جدا شدهاند.
رویهمرفته، پس از پایان فاز کوهزایی لارامید، پیشروی دریا از ائوسن زیرین آغاز شده است که پیامد آن پیدایش واحدهای رسوبی مارن ماسهای (E1) در این زمان است. کمکم تکاپوی آتشفشانی غالب شده است و به پیدایش مجموعهای گسترده از گدازه و آذرآواری انجامیده است (E2). گدازهها در آغاز بازیک تا حد واسط هستند؛ اما کمکم تکاپوی ماگمایی به پیدایش گدازهها و مواد آذرآواری اسیدی (ریولیتی و داسیتی) گرایش پیدا میکند. با وجود این، ترکیب ماگمایی بهصورت متناوب تغییر میکند. رنگ سرخِ گدازهها و وجود واحدهایی از ایگنمبریت نشاندهندۀ فوران گدازهها در محیط خشکی هستند. تودههای دایک بهصورت گسترده در این واحدها نفوذ کردهاند (شکل 3- A). پس از فوران گدازهها و خاکسترهای قارهای، محیط دریایی دوباره بر منطقه حاکم شده است که نتیجة آن پیدایش گسترده و ضخیم از سنگهای رسوبی بههمراه توفیت سبز (E3) است (شکل 3- B).
شکل 3. A) تزریق تودههای دایک در واحدهای آتشفشانی E2 (دید رو به شمالباختری)؛ B) جایگیری توفهای سبزرنگ E3 روی واحدهای آتشفشانی E2 ؛ C) نمایی از واحدهای E4 و نفوذ دایکهای پرشمار در واحدهای سنگی منطقه (دید رو به شمالخاوری)؛ D) نمایی از واحدهای آتشفشانی بازیک E6 (دید رو به شمال).
Figure 3. A) Intrusion of dyke bodies into volcanic units of E2 (View to the northwest); B) Green tuffs of E3 overlying the volcanic units of E2; C) View of E4 units and the intrusion of multiple dyke bodies into the rock units of the region (View to the northeast); D) View of basic volcanic units of E6 (View to the north).
فاز دوم از فوران آتشفشانی در محیط قارهای به ساختهشدن واحدهایی از توف با میان واحدهایی از سنگهای رسوبی و گدازه داسیتی (E4) انجامیده است (شکل 3- C). واحدهایی با ترکیب غالب توفیت و سنگهای رسوبی شیل و آهک (E5) روی واحدهای آتشفشانی- رسوبی قارهای پدید آمدهاند که نشاندهندۀ حاکمشدن دوبارة محیط رسوبی دریایی است. این واحدها دوباره با گدازههای آتشفشانی ضخیم لایه محیط خشکی با ترکیب غالب آندزیت بازالتی (E6) پوشیده شدهاند (شکل 3- D). همراهی این گدازهها با واحدهایی از توف و ایگنمبریت نشاندهندۀ پیدایش آنها در محیط قارهای است.
در خاور تفرش، دسته دایکهای فراوان، مجموعه سنگهای ائوسن و قدیمیتر را قطع کردهاند. سنسنجی اورانیم – سرب، سن 5/17 میلیون سال پیش و تعلق آنها به میوسن را نشان داده است (Babazadeh et al., 2022). این دایکها با پهنای تا بیش از 3 متر به لحاظ سنگشناسی از نوع بازیک تا حد واسط هستند. گاه تفاوت ترکیبی را در بخش میانی و کرانه میتوان دید. در مقایسه با سنگهای آتشفشانی منطقه که بیشتر دچار دگرسانی شدید شدهاند و بررسی زمینشیمیایی را با مشکل روبرو میکند، سنگهای متعلق به این دایکها بیشتر سالمتر ماندهاند و دگرسانی کمتری را نشان میدهند. نهشتههای رسوبی- آتشفشانی سنوزوییک با یک نبود چینهشناسی از رسوبات پالئوسن روی آهکهای مارنی کرتاسة پسین جای گرفتهاند. نبود رسوبات پالئوسن را میتوان به رفتار فاز کوهزایی لارامید در پایان کرتاسه و بالا آمدگی عمومی منطقه برآمده از این فاز کوهزایی وابسته دانست. واحدهای ائوسن دربردارندۀ مجموعهای با گسترش و ستبرای بسیار (بیشتر از 3000 متر) است که در مجموع دربردارندۀ سنگهای رسوبی آواری، آذرآواری و روانههای گدازه میشوند. این واحدهای سنگی به لحاظ چگونگی پیدایش (گدازه، آذرآواری و نهشتههای رسوبی) و همچنین، محیط پیدایش (دریایی یا قارهای) بهصورت متناوب و پی در پی تغییر میکنند. واحدهای قارهای خاکستری تا سرخ رنگ توسط واحدهای دریایی سبز رنگ از هم جدا شدهاند.
روش انجام پژوهش
پس از پیمایش میدانی و برداشت 50 نمونه سنگی و بررسی میکروسکوپی، شمار 8 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برای تجزیه عنصرهای اصلی و کمیاب برگزیده شد. همچنین، تلاش شد نمونههای انتخابی دامنة گوناگونی را به لحاظ سنگشناسی را دربر گیرد. تجزیۀ عنصرهای اصلی و عنصرهای کمیاب به روش ICP-MS (مجموعة آنالیزی LF200) در آزمایشگاه ACME-Bureau Veritas در کشور کانادا انجام شده است. برای بررسی شیمی کانیهای کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول شمار 15 نقطه با ریزکاو الکترونی در دانشگاه میلان کشور ایتالیا تجزیه شد. پردازش دادهها و تهیه نمودارها با نرمافزار Minpet انجام شده است.
سنگشناسی
دایکهای مافیک و حد واسط خاور تفرش در نمونة دستی به رنگ خاکستری تا سبز تیره و بهصورت ریز بلور هستند. بر پایۀ بررسی میکروسکوپی، این سنگها از نوع آندزیت، آندزیت بازالتی و دیاباز هستند.
دیاباز: این سنگها بافت دلریتی دارند و خمیرة چندانی در سنگ پدیدار نشده است (شکل 4- A). بلورهای ستونی شکلدار تا نیمهشکلدار پلاژیوکلاز با ماکل پلیسینتتیک بهصورت درهم تنیده و بدون جهتیابی آشکار تا 70 درصدحجمی سنگ را میسازند. دیگر کانیهای اصلی سنگ شامل بلورهای کلینوپیروکسن و بلورهای کانی کدر هستند. از کانیهای فرعی میتوان آمفیبول، آلکالیفلدسپار، الیوین و آپاتیت را نام برد که بهصورت بلورهای کوچکتر در میان بلورهای پلاژیوکلاز پدیدار شدهاند. کلریت، اپیدوت و کلسیت از کانی ثانویه در سنگ هستند.
آندزیت بازالتی: در این سنگها کانیهای اصلی شامل پلاژیوکلاز (70- 60 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (20- 10 درصدحجمی)، کانی کدر (10-5 درصدحجمی) و آمفیبول (10- 5 درصدحجمی) هستند (شکل 4- B). الیوین و مقادیر اندک از آلکالیفلدسپار و آپاتیت بهصورت کانی فرعی در خمیرة سنگ پدیدار شدهاند.
مجموع درصدحجمی فنوکریستهای سنگ تا 40 درصد ترکیب حجمی کل سنگ میرسد و دربردارندۀ درشت بلورهای پلاژیوکلاز و آمفیبول است. پلاژیوکلاز در ترکیب فنوکریست بهصورت بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار است و بیشتر سالم و یا بدون تجزیهشدگی شدید هستند. منطقهبندی ترکیبی را بهصورت آشکار میتوان در این بلورها شناسایی کرد. بلورهای آمفیبول بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار هستند که گاهی اندازة آنها تا بیشتر از 3 میلیمتر نیز میرسد. این کانیها گاهی تجزیهشدگی به بیوتیت و کلریت نشان میدهند. وجود میانبارهایی از بلورهای کانی کدر درون درشت بلورهای پلاژیوکلاز و آمفیبول نشاندهندۀ تبلور زودهنگام این کانیهای اکسیدی است، با وجود این، بخشی از این کانیهای کدر در پی تجزیه بلورهای دیگر ساخته شدهاند. همچنین، مجموعهای از کانیها مانند کلریت، اپیدوت و کانیهای رسی بهصورت ثانویه در خمیره سنگ پدید آمدهاند.
آندزیت: کانیهای اصلی شامل پلاژیوکلاز (80-70 درصدحجمی)، کانی کدر (20- 10 درصدحجمی) و آمفیبول (10- 5 درصدحجمی) هستند (شکلهای 4-C و 4-D). پیروکسن و مقدار اندکی آلکالیفلدسپار و آپاتیت بهصورت ریز بلور در خمیرة سنگ بهعنوان کانی فرعی پدیدار شدهاند. بلورهای پلاژیوکلاز در ترکیب فنوکریست با ماکل پلیسینتتیک و منطقه بندی ترکیبی بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار هستند. این بلورها بیشتر سالم و یا با تجزیهشدگی اندک به کانیهای رسی و یا سریسیت دیده میشوند. خمیرة سنگ از میکرولیتهای ریز پلاژیوکلاز و مقدار چشمگیری ریزبلورهای اکسیدی ساخته شده است.
شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از مجموعة کانیشناسیِ A) دیاباز با بافت دلریتی؛ B) آندزیت بازالتی؛ C، D) آندزیت.
Figure 4. Photomicrographs (in XPL) of mineral assemblage in A) Diabase with doleritic texture; B) Basaltic andesite; C, D) Andesite.
شیمی کانی
دادههای شیمیایی بهدستآمده برای برخی کانیهای کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول در سنگهای بررسیشده در جدول 1 نشان داده شدهاند. کلینوپیروکسنهای سنگهای دیابازی، آندزیت بازالتی و آندزیت از سدیم (38/0 تا 47/0 درصدوزنی) فقیر هستند و میزان منیزیم (53/11 تا 72/13 درصدوزنی) آنها بیشتر از میزان آهن (36/8 تا 30/9 درصدوزنی) است. کانیهای کلینوپیروکسن در نمودار ولاستونیت - فروسیلیت – انستاتیت در گسترۀ سالیت جای میگیرند (شکل 5- A).
دادههای بهدستآمده از تجزیة شیمیایی بلورهای پلاژیوکلاز در سنگهای دیاباز (TF1)، آندزیت بازالتی (TF2) و آندزیت (TF5) در جدول 1 نشان داده شدهاند. بلورهای پلاژیوکلاز در این سنگها در گسترۀ لابرادوریت تا آندزین (An46.1-67.4 Ab30.9-51.5 Or1-2.4) جای میگیرد (شکل 5- B). پلاژیوکلازهای درون دیاباز در مقایسه با پلاژیوکلازهای درون آندزیت بازالتی و آندزیت از آنورتیت غنیتر هستند.
ترکیب شیمیایی بلورهای آمفیبول در سنگهای آندزیت بازالتی (TF2) و آندزیت (TF5) و فرمول ساختاری اندازهگیریشده آنها بر پایۀ 23 اکسیژن و 13 کاتیون در جدول 1 آورده شدهاند. آمفیبولها با میزان CaO در بازة 57/10 تا 15/11 درصدوزنی از نوع آمفیبولهای کلسیمی هستند. میزان کاتیون سدیم (در جایگاه A) در بازة 72/0 تا 78/0، کاتیون تیتانیم (در جایگاه C) در بازة 22/0 تا 29/0 و کاتیون Si در بازة 06/6 تا 16/6 است. در نمودار نسبت Mg/(Mg+Fe+2) در برابر سیلیس چهاروجهی (TSi) آمفیبولهای بررسیشده در گسترۀ پارگاسیت جای میگیرند (شکل 5- C).
جدول 1. شیمی کانیهای کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول.
Table 1. Mineral chemistry of clinopyroxene, plagioclase, and amphibole.
|
Mineral Type |
Clinopyroxene |
Plagioclase |
||||||||
|
Rock Type |
Diabase |
Basaltic andesite |
Andesite |
Basaltic andesite |
Andesite |
Diabase |
||||
|
Sample No. |
TF1- cpx-1 |
TF1- cpx-2 |
TF2- cpx-1 |
TF5- cpx-1 |
TF5- cpx-2 |
TF2- Pl-1 |
TF5- Pl-1 |
TF1- Pl-1 |
TF1- Pl-2 |
TF1- Pl-3 |
|
SiO2 |
50.39 |
48.98 |
48.60 |
46.56 |
48.06 |
55.41 |
59.16 |
54.17 |
52.12 |
52.58 |
|
TiO2 |
1.06 |
1.31 |
1.58 |
1.91 |
1.75 |
0.10 |
0.16 |
0.09 |
0.08 |
0.05 |
|
Al2O3 |
3.64 |
5.30 |
5.44 |
7.64 |
5.81 |
29.11 |
26.34 |
30.65 |
29.80 |
28.95 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
|||||
|
MnO |
0.23 |
0.18 |
0.20 |
0.20 |
0.17 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
|
FeO |
8.36 |
8.41 |
9.10 |
9.30 |
9.07 |
0.67 |
0.45 |
0.38 |
0.49 |
0.52 |
|
MgO |
13.72 |
13.10 |
12.16 |
11.53 |
12.32 |
0.10 |
0.15 |
0.01 |
0.06 |
0.04 |
|
CaO |
22.18 |
22.25 |
22.22 |
22.36 |
22.34 |
9.64 |
8.07 |
11.16 |
13.55 |
13.49 |
|
Na2O |
0.38 |
0.39 |
0.44 |
0.47 |
0.38 |
4.57 |
4.98 |
3.09 |
3.43 |
3.56 |
|
K2O |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.22 |
0.35 |
0.15 |
0.28 |
0.29 |
|
Total |
99.95 |
99.94 |
99.75 |
99.96 |
99.90 |
99.83 |
99.67 |
99.71 |
99.81 |
99.48 |
|
Si |
1.87 |
1.82 |
1.82 |
1.74 |
1.80 |
2.49 |
2.64 |
2.44 |
2.38 |
2.41 |
|
Ti |
0.03 |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
|||||
|
Al |
0.16 |
0.23 |
0.24 |
0.34 |
0.26 |
1.54 |
1.39 |
1.62 |
1.60 |
1.56 |
|
Ca |
0.88 |
0.89 |
0.89 |
0.90 |
0.90 |
0.46 |
0.39 |
0.54 |
0.66 |
0.66 |
|
Fe+3 |
0.06 |
0.08 |
0.06 |
0.11 |
0.08 |
|||||
|
Fe+2 |
0.20 |
0.18 |
0.22 |
0.18 |
0.20 |
|||||
|
Mn |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|||||
|
Mg |
0.76 |
0.73 |
0.68 |
0.64 |
0.69 |
|||||
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|||||
|
Na |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.40 |
0.43 |
0.27 |
0.30 |
0.32 |
|
K |
|
|
|
|
|
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
|
Total |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.74 |
4.52 |
4.53 |
4.92 |
4.92 |
|
WO |
1.87 |
1.82 |
1.82 |
1.74 |
1.80 |
|||||
|
EN |
0.03 |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
|||||
|
FS |
0.16 |
0.23 |
0.24 |
0.34 |
0.26 |
|||||
|
Ab |
45.50 |
51.50 |
33.00 |
30.90 |
31.80 |
|||||
|
An |
53.00 |
46.10 |
65.90 |
67.40 |
66.50 |
|||||
|
Or |
1.40 |
2.40 |
1.00 |
1.70 |
1.70 |
|||||
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Mineral Type |
Amphibole |
||||
|
Rock Type |
Basaltic andesite |
Basaltic andesite |
Basaltic andesite |
Andesite |
Andesite |
|
Sample No. |
TF2- Hbl-1 |
TF2-Hbl-2 |
TF2-Hbl-3 |
TF5-Hbl-1 |
TF5-Hbl-2 |
|
SiO2 |
42.16 |
41.92 |
41.59 |
42.15 |
41.41 |
|
TiO2 |
2.27 |
2.15 |
2.54 |
1.89 |
2.26 |
|
Al2O3 |
12.86 |
12.76 |
13.62 |
13.35 |
13.55 |
|
Cr2O3 |
0.04 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
|
MnO |
0.11 |
0.12 |
0.15 |
0.25 |
0.08 |
|
FeO |
11.73 |
11.57 |
10.21 |
13.13 |
10.63 |
|
MgO |
14.57 |
14.53 |
15.25 |
14.07 |
14.37 |
|
CaO |
11.13 |
11.15 |
10.97 |
10.57 |
10.77 |
|
Na2O |
2.49 |
2.62 |
2.72 |
2.68 |
2.56 |
|
K2O |
0.41 |
0.31 |
0.38 |
0.51 |
0.38 |
|
Total |
97.77 |
97.14 |
97.43 |
98.62 |
96.01 |
|
TSi |
6.16 |
6.15 |
6.06 |
6.14 |
6.13 |
|
TAl |
1.84 |
1.85 |
1.94 |
1.86 |
1.87 |
|
Sum_T |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
|
CAl |
0.38 |
0.36 |
0.43 |
0.41 |
0.48 |
|
CCr |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
CFe3+ |
0.16 |
0.15 |
0.07 |
0.14 |
0.06 |
|
CTi |
0.24 |
0.27 |
0.29 |
0.22 |
0.26 |
|
CMg |
3.20 |
3.20 |
3.32 |
3.07 |
3.23 |
|
CFe2+ |
1.01 |
1.02 |
0.89 |
1.16 |
0.98 |
|
Sum_C |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
|
BFe2 |
0.27 |
0.24 |
0.29 |
0.30 |
0.30 |
|
BMn |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
|
BCa |
1.72 |
1.75 |
1.69 |
1.67 |
1.69 |
|
Sum_B |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
|
ANa |
0.72 |
0.73 |
0.78 |
0.78 |
0.75 |
|
AK |
0.08 |
0.06 |
0.07 |
0.09 |
0.07 |
|
Sum_A |
0.81 |
0.80 |
0.86 |
0.88 |
0.82 |
|
Sum_cat |
15.81 |
15.80 |
15.86 |
15.88 |
15.82 |
جدول 2. شیمی سنگ کل.
Table 1. Whole rock geochemistry
|
Sample No. |
TF1 |
TF2 |
TF3 |
TF4 |
TF5 |
TF6 |
TF7 |
TF8 |
|
Rock Type |
Diabase |
Basaltic andesite |
Basaltic andesite |
Andesite |
Andesite |
Andesite |
Diabase |
Basaltic andesite |
|
SiO2 |
50.36 |
53.58 |
54.89 |
58.24 |
60.93 |
62.34 |
50.75 |
53.12 |
|
Al2O3 |
17.84 |
17.24 |
16.94 |
16.54 |
16.17 |
15.92 |
17.36 |
17.72 |
|
Fe2O3 |
10.1 |
9.52 |
8.46 |
7.75 |
7.21 |
6.83 |
9.72 |
9.32 |
|
MgO |
4.14 |
3.44 |
3.15 |
2.58 |
2.25 |
1.77 |
3.82 |
3.68 |
|
CaO |
11.65 |
9.44 |
8.97 |
7.23 |
5.17 |
4.13 |
11.64 |
10.45 |
|
Na2O |
2.17 |
2.93 |
3.37 |
3.86 |
4.13 |
4.67 |
2.73 |
2.66 |
|
K2O |
0.53 |
0.49 |
0.48 |
0.96 |
0.56 |
1.26 |
0.6 |
0.57 |
|
TiO2 |
1.17 |
1.13 |
0.87 |
0.92 |
0.82 |
0.86 |
1.22 |
1.18 |
|
P2O5 |
0.22 |
0.24 |
0.17 |
0.23 |
0.18 |
0.2 |
0.26 |
0.21 |
|
MnO |
0.35 |
0.16 |
0.11 |
0.19 |
0.12 |
0.15 |
0.39 |
0.42 |
|
LOI |
1.2 |
1.5 |
2.2 |
1.3 |
1.9 |
1.5 |
1.4 |
0.6 |
|
Total |
99.73 |
99.67 |
99.61 |
99.8 |
99.44 |
99.63 |
99.89 |
99.93 |
|
Ba |
104 |
126.5 |
274 |
284 |
497 |
641 |
95 |
112.4 |
|
Co |
6.68 |
8.6 |
14.32 |
14.65 |
15.46 |
23.63 |
9.2 |
9.7 |
|
Cs |
0.23 |
0.25 |
0.33 |
0.52 |
0.56 |
0.74 |
0.31 |
0.26 |
|
Ga |
15.6 |
15.86 |
16.42 |
16.57 |
17.43 |
17.8 |
14.4 |
15.71 |
|
Hf |
2.56 |
2.73 |
2.75 |
3.3 |
3.61 |
3.75 |
2.48 |
2.57 |
|
Nb |
2.95 |
3.8 |
3.84 |
4.43 |
5.45 |
6.34 |
3.12 |
3.5 |
|
Rb |
20.53 |
24.65 |
28.54 |
33.86 |
43.6 |
49.52 |
18.45 |
22.85 |
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Sample No. |
TF1 |
TF2 |
TF3 |
TF4 |
TF5 |
TF6 |
TF7 |
TF8 |
|
Rock Type |
Diabase |
Basaltic andesite |
Basaltic andesite |
Andesite |
Andesite |
Andesite |
Diabase |
Basaltic andesite |
|
Sr |
365.8 |
417.4 |
425.6 |
437.4 |
451.6 |
485.4 |
382 |
377.3 |
|
Ta |
0.13 |
0.15 |
0.23 |
0.36 |
0.47 |
0.54 |
0.16 |
0.16 |
|
Th |
0.8 |
1.52 |
1.82 |
2.24 |
3.36 |
3.9 |
1.17 |
1.44 |
|
U |
0.43 |
0.59 |
0.65 |
0.7 |
0.74 |
0.85 |
0.52 |
0.48 |
|
Zr |
69.7 |
86.78 |
94.3 |
100.5 |
103.5 |
116.7 |
61.6 |
74.7 |
|
Y |
23.73 |
24.7 |
24.85 |
27.63 |
31.8 |
32.4 |
21.47 |
24.3 |
|
La |
8.95 |
9.35 |
9.6 |
12.74 |
15.32 |
15.64 |
8.36 |
9.12 |
|
Ce |
19.5 |
20.6 |
22.17 |
24.8 |
30.36 |
32.54 |
19.28 |
20.26 |
|
Pr |
2.57 |
2.96 |
3.15 |
3.56 |
4.23 |
4.84 |
2.68 |
2.78 |
|
Nd |
13.63 |
13.64 |
13.75 |
15.24 |
16.53 |
18.3 |
13.35 |
13.48 |
|
Sm |
3.36 |
3.73 |
3.86 |
4.6 |
4.64 |
5.1 |
3.42 |
3.61 |
|
Eu |
1.1 |
1.2 |
1.38 |
1.43 |
1.52 |
1.56 |
0.9 |
1.1 |
|
Gd |
3.63 |
3.73 |
4.15 |
4.63 |
5.19 |
5.32 |
3.51 |
3.59 |
|
Tb |
0.55 |
0.61 |
0.69 |
0.72 |
0.75 |
0.81 |
0.51 |
0.56 |
|
Dy |
3.35 |
3.64 |
4.5 |
5.27 |
5.73 |
5.83 |
3.48 |
3.55 |
|
Ho |
0.74 |
0.83 |
0.88 |
0.95 |
1.14 |
1.25 |
0.81 |
0.79 |
|
Er |
2.37 |
2.87 |
3.27 |
3.51 |
3.94 |
3.9 |
2.54 |
2.66 |
|
Tm |
0.37 |
0.39 |
0.41 |
0.47 |
0.49 |
0.58 |
0.35 |
0.37 |
|
Yb |
2.45 |
2.6 |
3.16 |
3.52 |
3.62 |
3.7 |
2.31 |
2.53 |
|
Lu |
0.36 |
0.48 |
0.51 |
0.53 |
0.53 |
0.61 |
0.41 |
0.45 |
زمینشیمی
دادههای عنصرهای اصلی و عنصرهای کمیاب نمونههای بررسی شده در جدول 2 نشان داده شدهاند. میزان SiO2 در نمونههای بررسیشده در گسترۀ 36/50 تا 34/62 درصدوزنی و میزان MgO در گسترۀ 77/1 تا 11/4 درصدوزنی است. میزان Al2O3 در گسترۀ 92/15 تا 84/17 درصدوزنی تغییر میکند.
شکل 6 روند تغییرات اکسیدهای مختلف در برابر تغییرات میزان SiO2 را نشان میدهد. رویهمرفته، پیوستگی روند اکسیدهای مختلف نشاندهندۀ همخاستگاهبودن نمونههای مختلف منطقه و وابستگی آنها به یک سری ماگمایی است. افزایش Na2O+K2O و کاهش اکسیدهای MgO، FeOt، TiO2، Al2O3 و CaO/Na2O همراه با افزایش SiO2 نشاندهندۀ آنست که جدایش کانیهای فرومنیزین (بهویژه کلینوپیروکسن) بههمراه فلدسپار و اکسیدهای Fe-Ti کاربرد بهسزایی در تحولات ماگمایی سنگهای ماگمایی این منطقه داشته است. بر پایۀ نمودار مجموع آلکالی در برابر سیلیس، نمونههای منطقه بررسی شده از نوع بازالت، آندزیبازالت و آندزیت هستند (شکل 7- A). برای اطمینان از درستیِ نامگذاری زمینشیمیایی این سنگها، از عنصرهای نامتحرک یا کمتحرک Ti و Zr بهره گرفته شد. در نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2، نمونهها در گسترۀ آندزیت بازالتی جای میگیرند (شکل 7- B). خط جداکننده سری آلکالن و سابآلکالن (Irvine and Baragar, 1971) روی نمودار شکل 7- A رسم شده است. بر این پایه، همۀ نمونهها در گسترۀ سابآلکالن جای گرفتهاند. در نمودار SiO2 در برابر K2O، نمونههای بررسیشده در گسترۀ سری کالکآلکالن با پتاسیم متوسط تا مرز سری کالکآلکالن و تولهایتی جای میگیرند (شکل 8).
در شکل 9- A الگوی عنصرهای خاکی کمیاب این سنگها به ترکیب کندریت بهنجار شده است. همۀ نمونهها الگوی مشابهی نشان میدهند. در این الگوها، عنصرهای خاکی کمیاب غنیشدگی آشکار از LREE را نسبت به MREE و HREE نشان میدهند. میانگین میزان (La/Sm)Cn در این سنگها نزدیک به 5/2 است. عنصرهای خاکی کمیاب حد واسط (MREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنیشدگی زیادی نشان نمیدهند و یک روند کمابیش مسطح برای این عنصرها دیده میشود. میزان (Gd/Yb)N معیاری برای نشاندادن میزان جدایش HREE و MREE است و در این سنگها مقدار آن نزدیک به 2/1 است. ناهنجاری منفی برای عنصر Eu در این سنگها دیده نمیشود. فشاربخشی بالای اکسیژن در ماگما میتواند به نبود تهیشدگی در Eu بیانجامد؛ زیرا در شرایط اکسیدان، ضریب پراکندگی عنصر Eu در کانیهای فلدسپار، مانند دیگر عنصرهای خاکی کمیاب خواهد بود (Rollinson, 1993). با وجود این، بلورهای کلینوپیروکسن در این سنگهای از نوع سالیت و نسبت آهن سه ظرفیتی به دو ظرفیتی آنها کم است (جدول 1) که این ویژگی نشاندهندۀ تبلور در شرایط با فشاربخشی اکسیژن کم است. نسبت آهن سه ظرفیتی به دو ظرفیتی کم را در بلورهای آمفیبولِ این سنگها نیز میتوان دید (جدول 1) که گویای فشاربخشی اکسیژن کم در ماگمای وابسته به این سنگهاست. در هر رو، عوامل گوناگونی مانند فشار و مجموعة بلورین جدایشیافته میتوانند در نبود تهیشدگی Eu در الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب دخیل باشند.
شکل 5. A) ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنها روی نمودار Wo-En-Fs (Morimoto, 1989)؛ B) ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها روی نمودار آنورتیت- آلبیت- اورتوز (Deer et al., 1992)؛ C) ترکیب شیمیایی آمفیبولها روی نمودار نسبت TSi در برابر Mg/(Mg+Fe+2) (Leake et al., 1997).
Figure 5. A) The chemical composition of pyroxenes on the Wo-En-Fs diagram (Morimoto, 1989); B) The chemical composition of plagioclases on the Anorthite-Albite-Orthoclase diagram (Deer et al., 1992); C) The chemical composition of amphiboles on the TSi versus Mg/(Mg+Fe+2) diagram (Leake et al., 1997).
در شکل 9- A الگوی عنصرهای خاکی کمیاب در ترکیب N-MORB و E-MORB نیز نشان داده شده است. نکته چشمگیر، همانندیِ الگوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگهای بررسیشده با الگوی مربوط به E-MORB است.
در شکل 9- B الگوی عنصرهای کمیاب این سنگها در برابر ترکیب گوشتة کهن بهنجار شده است. در این الگوها عنصرهای متحرک (LILE) Cs، Rb، Ba و K نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب غنیشدگی نشان میدهند. عنصرهای نامتحرک (HFSE) Nb، Ta و Ti نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب کناریِ خود تهیشدگی آشکاری نشان میدهند. مجموعه این ویژگیها میتواند به سنگهاى ماگمایی وابسته به پهنههای فرورانش متعلق باشد.
شکل 6. نمودارهای تغییرات عنصرهای اصلی در برابر SiO2 (بر پایة درصد وزنی).
Figure 6. Variation diagrams of major elements versus SiO₂ (in wt%).
خاستگاه و محیط تکتونوماگمایی
همانگونه که در شکل 9- A دیده شد، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگهای بررسیشده همانندی چشمگیری با الگوی مربوط E-MORB دارد. بر پایۀ نسبت La/Sm و Sm/Yb که در حقیقت نسبت بین عنصرهای خاکی کمیاب سبک، حد واسط و سنگین است، نمونههای بررسیشده در نزدیکی گسترۀ E-MORB و گوشتة اسپینل لرزولیت جای میگیرند (شکل 10-A). همچنین، بر پایۀ نسبتهای Zr/Yb و Nb/Yb که نسبت بین عنصرهای نامتحرک و خاکی کمیاب است، نمونههای بررسیشده متمایل به گسترۀ E-MORB جای میگیرند (شکل 10-B).
شکل 7. A) جایگاه سنگهای بررسیشده در نمودار SiO2 در برابر مجموع آلکالی (Le Bas and Le Maitre, 1986). خط معیار جداکننده سری سابآلکالن و آلکالن از (Irvine and Baragar, 1971) است؛ B) جایگاه نمونههای بررسیشده در نمودار Zr/TiO2 در برابر Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977).
Figure 7. A) The position of the studied rocks on the SiO₂ versus total alkalis diagram (Le Bas and Le Maitre, 1986). The reference line separating sub-alkaline and alkaline series is from Irvine and Baragar (1971); B) The position of the studied samples on the Zr/TiO₂ versus Nb/Y diagram (Winchester and Floyd, 1977).
شکل 8. بررسی سری ماگمایی سنگهای بررسیشده در نمودار K2O در برابر SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976).
Figure 8. The magmatic series of the studied rocks on the K₂O versus SiO₂ diagram (Peccerillo and Taylor, 1976).
ریشهگرفتن ماگمای سنگهای بررسیشده از یک گوشته اسپینل لرزولیتی با الگوی عنصرهای خاکی کمیاب آنها همخوانی دارد. گارنت ضریب پراکندگی بالایی برای عنصرهای خاکی کمیاب سنگین در مقایسه با عنصرهای خاکی کمیاب حد واسط دارد. ازاینرو، وجود گارنت در خاستگاه ماگما تهیشدگی چشمگیر در عنصرهای خاکی کمیاب سنگین در مقایسه با عنصرهای خاکی کمیاب حد واسط را به دنبال دارد که پیامد آن، شیب تند در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب است. شیب ملایم از عنصرهای خاکی کمیاب سنگین تا حد واسط در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب این سنگها با ریشهگرفتن ماگما از یک گوشته اسپینل لرزولیتی در بود یا نبود اندکی گارنت سازگار است. شیب کم نمودار در گسترۀ MREE تا HREE باعث شده است در نمودار La/Yb در برابر Dy/Yb، نمونهها در گسترۀ گدازههای برخاسته از گوشته اسپینل لرزولیتی جای گیرند (شکل 10-C). مقدار کمتر از 5/0 برای نسبت Nb/La نشاندهندۀ ناحیه خاستگاه سنگکرهای است. این نسبت در سنگهای بررسیشده در بازة 32/0 تا 4/0 است. بر این پایه، در نمودار La/Yb در برابر Nb/La، نمونهها در گسترۀ سنگهای وابسته به گدازههای برخاسته از گوشته سنگکرهای جای میگیرند (شکل 10-D).
همانگونه که دیده شد، سنگهای بررسیشده ویژگیهای مشترک و حد واسط پهنههای فرورانش جزیرههای کمانی و کرانههای فعال قارهای را نشان میدهند. ویژگیهای زمینشیمیایی مشترک بین ماگماتیسم جزیرههای کمانی و ماگماتیسم کرانههای فعال قارهای از ویژگیهای پهنههای پشتکمان در نواحی قارهای[1] است (Shinjo et al., 1999; Farahat et al., 2004; Jiang et al., 2023; Condie, 1989). در حقیقت، رژیم زمینساختی کششی که در مناطق جزیرههای کمانی به پیدایش پهنههای پشتکمانی اقیانوسی میانجامد در مناطق کرانههای فعال قارهای نیز میتواند عمل کند و به پیدایش پهنههای پشتکمان قارهای را بهدنبال داشته باشد (Wilson, 1989).
شکل 9. A) الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت؛ B) الگوهای عنصرهای کمیاب ناسازگار بهنجارشده به ترکیب گوشتة کهن (ترکیب N-MORB و E-MORB (Sun and McDonough, 1989) نیز برای مقایسه نشان داده شدهاند).
Figure 9. A) Patterns of rare earth elements (REE) normalized to chondritic composition; B) Patterns of incompatible trace elements normalized to primitive mantle composition (N-MORB and E-MORB compositions (Sun and McDonough, 1989) are also shown for comparison).
پهنههای پشتکمانی قارهای در مقایسه با پهنههای پشتکمان اقیانوسی همواره نسبت (La/Yb)N بیشتر از 3، نسبت Ba/La بیشتر از 10 و نسبت Sm/Nd کمتر از 3/0 دارند (Hickey-Vargas et al., 1995; Shinjo et al., 1999; Fan et al., 2010). در سنگهای بررسیشده مقدار (La/Yb)N در بازة 6/2 تا 5/3، نسبت Ba/La در بازة 46/11 تا 98/40 و نسبت Sm/Nd در بازة 24/0 تا 3/0 در نوسان است. این مقادیر همانندی آشکاری به پهنههای پشتکمانی درونقارهای دارند، همانند برخی نمونههای پهنههای پشتکمانی درونقارهای در باختر اقیانوس آرام (Fan et al., 2010). در شکل 13 الگوی عنصرهای ناسازگار سنگهای بررسیشده با الگوهای مربوط به میانگین سنگهای دیابازی و همچنین، آندزیتی در پهنة پشتکمان قارهای در شمالباختری چین (Jiang et al., 2023) مقایسه شده است. همانگونهکه دیده میشود همانندی چشمگیری میان این الگوها وجود دارد.
شکل 10. بررسی ناحیه خاستگاه ماگما بر پایۀ نسبتهای عنصرهای کمیاب در A) نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000)؛ B) نمودار Nb/Yb در برابر Zr/Yb (Pearce and Peate 1995)؛ C) نمودار La/Yb در برابر Dy/Yb (Jung et al., 2006)؛ D) شناسایی خاستگاه گوشته سنگکرهای سنگهای بر پایۀ نمودار La/Yb در برابر Nb/La (Abdel-Rahman and Nassar, 2004).
Figure 10. Investigation of the magma source region based on trace element ratios: A) La/Sm versus Sm/Yb diagram (Aldanmaz et al., 2000); B) Nb/Yb versus Zr/Yb diagram (Pearce and Peate, 1995); C) La/Yb versus Dy/Yb diagram (Jung et al., 2006); D) Determination of a lithospheric mantle source based on the La/Yb versus Nb/La diagram (Abdel-Rahman and Nassar, 2004).
زمینساخت کششی در پهنههای پشتکمان قارهای لزوما به ساختهشدن پوستة اقیانوسی نمیانجامد (Wilson, 1989). در بیشتر پهنههای پشتکمان قارهای، زمینساخت کششی پیدایش پهنة دریایی کم ژرفا در سطح زمین را بهدنبال دارد که در آن سنگهای رسوبی و ماگمایی بههمراه یکدیگر پدید میآیند (Condie, 1989; Farahat et al., 2004).
شکل 11. ترکیب دایکهای مافیک و حد واسط در خاور تفرش در A ، B) نمودار Nb در برابر Nb/Th (Jahn et al., 1999) و نمودار La/Nb در برابر Ba/Nb (Jahn et al., 1999) (PM= گوشتة کهن)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر Th/Y (Pearce., 1983) (UCC: پوستة قارهای بالایی).
Figure 11. Composition of mafic and intermediate dyke swarms in eastern Tafresh on A, B) the Nb versus Nb/Th diagram (Jahn et al., 1999) and the La/Nb versus Ba/Nb diagram (Jahn et al., 1999) (PM= Primitive mantle); C) Nb/Y versus Th/Y diagram (Pearce, 1983) (UCC= Upper continental crust).
فرورانش نئوتتیس در یک بازة زمانی دراز مدت رخ داده است. تودههای آذرین درونی متعدد با سن مزوزوییک (بهویژه ژوراسیک) را در بخشهای گوناگون پهنة سنندج- سیرجان میتوان دید که پیامد فرورانش نئوتتیس به زیر سنگکره قارهای و وابسته به محیط تکتونوماگمایی کمان قارهای هستند (Berberian and Berberian, 1981; Omrani et al., 2008). در سنوزوییک و بهویژه در ائوسن و با یک فاصلة مکانی نسبت به پهنة سنندج- سیرجان، ماگماتیسم گسترده و پرحجمی در پهنة ارومیه- دختر دیده میشود. چهبسا ماگماتیسم در پهنة ارومیه- دختر به پهنة کششی پشتکمان وابسته است. این زمینساخت کششی میتواند پیامد کاهش سرعت فرورانش و یا افزایش شیب صفحة فرورونده نئوتتیس باشد. زمینساخت کششی ذوب گوشته سنگکرهای را در پی داشته است که در گذشتة خود، تحتتأثیر سیالها و گدازههای ورقة فرورونده غنی شده است و ازاینرو، در پی ذوببخشی، گدازههایی با ویژگیهای همانند گدازههای پهنههای فرورانش را پدید آورده است.
شکل 12) بررسی جایگاه تکتونوماگمایی سنگهای بررسیشده در A) نمودار سهتایی Th-Hf-Ta (Wood, 1980) (WPA= آلکالن درونصفحهای؛ WPT= تولهایت درونصفحهای؛ CAB= بازالت کالکآلکالن کمان قارهای؛ IAT= بازالت تولهایتی کمان اقیانوسی)؛ B) نمودار La/Yb در برابر Nb/La (Hollocher, 2012)؛ C) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983)؛ D) نمودار Th/Yb در برابر La/Yb (Condie, 1989).
Figure 12. The tectonomagmatic setting of the studied rocks: A) Th-Hf-Ta ternary diagram (Wood, 1980) (WPA = Within-plate alkaline, WPT = Within-plate tholeiitic, CAB = Continental arc calc-alkaline basalt, IAT = Island arc tholeiitic basalt); B) Nb/La versus La/Yb diagram (Hollocher, 2012); C) Th/Yb versus Ta/Yb diagram (Pearce, 1983); D) La/Yb versus Th/Yb diagram (Condie, 1989).
بخش بزرگی از ماگماتیسم سنوزوییک در بازة زمانی ائوسن- الیگوسن روی داده است، ازاینرو، در این گسترۀ زمانی، بخشی از عنصرهای ناسازگار از گوشته جدا شده و وارد گدازههای ریشهگرفته شدهاند. این مورد و همچنین، کاهش ستبرای پوستة قارهای (در پی تداوم کشش) باعث میشوند سنگهای آذرین میوسن (مانند سنگهای بررسیشده) در مقایسه با سنگهای آذرین ائوسن از عنصرهای ناسازگار تا اندازهای فقیرتر شوند.
اعمال زمینساخت کششی از پالئوژن، افزونبر پیدایش ماگماتیسم گسترده، پیدایش پهنههای رسوبی کم ژرفا را بهدنبال داشته است. همچنین، توسعة شکستگیهای کششی، فضای خوبی را برای جایگیری دسته دایکهای فراوان در زمان میوسن فراهم کرده است.
برداشت
دایکهای با سن میوسن که در واحدهای پالئوژن در خاور تفرش نفود کردهاند دامنة سنگشناسی از بازیک تا حد واسط دارند. این سنگها از دیدگاه زمینشیمیایی به یکدیگر وابسته و به سری کالکآلکالن با میزان پتاسیم متوسط متعلق هستند. ویژگیهای زمینشیمیایی عنصرهای کمیاب این سنگها، نشاندهندۀ آنست که گدازة وابسته به این سنگهای آذرین از ذوببخشی گوشتة سنگکرهای کمژرفا در رخسارة اسپینل پریدوتیتی و در بود یا نبود اندکی گارنت ساخته شده است.
شکل 13. مقایسه الگوی عنصرهای کمیاب ناسازگار سنگهای بررسیشده با الگوی مربوط به میانگین دیاباز (دایرة سرخ) و میانگین آندزیت (دایرة سبز) متعلق به پهنة پشتکمان قارهای در شمالباختری چین (Jiang et al., 2023).
Figure 13. Comparison of the incompatible trace element patterns of the studied rocks with the average diabase (red circle) and average andesite (green circle) patterns from the intra-continental back-arc basin in northwest China (Jiang et al., 2023).
همچنین، ویژگیهای دیدهشده در الگوهای عنصرهای ناسازگار این سنگها مانند غنیبودن از عنصرهای متحرک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب و همچنین، تهیشدگی عنصرهای نامتحرک و همچنین، بررسی نمونههای بررسیشده در نمودارهای زمینشیمیایی متعدد نشاندهندۀ وابستگی آنها به ماگماتیسم پهنههای فرورانش است. با وجود این، این سنگها ویژگیهای زمینشیمیایی حد واسط مناطق جزیرههای کمانی و کرانههای فعال قارهای را نشان میدهند. ویژگیهای زمینشیمیایی حد واسط ماگماتیسم جزیرههای کمانی و کرانههای فعال قارهای و دیگر شواهد مانند همراهی این سنگهای آذرین با دنبالۀ ضخیم از توفیتهای سبز و رسوبات کمژرفای دریایی نشاندهندۀ پیدایش این سنگها در پهنة پشتکمان قارهای هستند.
نازکشدگی سنگکره و پوستة قارهای به بالاآمدن سستکره و ذوببخشی گوشتة سنگکرهای کمژرفا انجامیده است. ذوببخشی این گوشتة سنگکرهای که در گذشتة خود دچار متاسوماتیسم برآمده از فرایند فرورانش نئوتتیس شده است، به پیدایش ماگمایی با ویژگیهای پهنههای فرورانش انجامیده است. با توجه به نازکشدگی و ستبرای کم پوستة قارهای، آلایش ماگما با پوستة قارهای بهصورت گسترده انجام نشده است. در هنگام این زمینساخت کششی، ماگما از راه شکستگیهای کششی محلی جایگیری خود را آغاز کرده است و سرانجام به پیدایش دسته دایکهای طویل پرشمار و نفوذیافته در سنگهای پالئوژن انجامیده است.
[1] Intra-continental back-arc basin
)