نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشیار، گروه زمینشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران
2 دانشجوی کارشناسیارشد، گروه زمینشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
Iran constitutes a critical segment of the Alpine-Himalayan orogenic belt, formed through the collision of the Arabian, Indian and Eurasian tectonic plates (Rolland et al., 2002; Stampfli and Hochard, 2009; von Raumer et al., 2003; Yin and Harrison, 2000). The Urmia-Dokhtar magmatic arc (UDMA), extending northwest-southeast across Iran, records Neo-Tethyan subduction and subsequent continental collision (Chiu et al., 2013; Verdel et al., 2011). Magmatism within this arc is predominantly calc-alkaline, with localized adakitic affinities (Delavari et al., 2020; Lechmann et al., 2018; Omrani et al., 2008). The Salafchegan-Tafresh region, situated in the central UDMA, comprises diverse lithological units, including Paleogene to Neogene volcanics and pyroclastics as well as calc-alkaline intrusions dated at 19–22 Ma (Raeisi et al., 2020). These units reflect UDMA magmatism associated with Neo-Tethyan subduction processes. Additionally, the region is intruded by various dykes, exhibiting predominantly intermediate to mafic composition. These dykes are inferred to be of Miocene–Pliocene age, and their geochemical and structural analysis provides critical insights into the region’s tectonic evolution.
Analytical methods
Whole-rock geochemical analyses were performed at Zarazma lab company (Tehran, Iran) using inductively coupled plasma-optical emission spectroscopy (ICP-OES) for major elements and inductively coupled plasma-mass spectrometry (ICP-MS) for trace elements. Sample preparation involved fusion with lithium metaborate followed by dissolution in nitric acid. The analytical precision yielded a detection limit of ~0.05 wt.% for major oxides. To analyze trace elements, sample digestion was performed via acid dissolution (HF-HNO₃-HClO₄). Detection limits ranged between 0.05 and 1 ppm. To ensure data accuracy and reproducibility, replicate analyses and international reference standards were employed.
Results and discussion
Petrography
The investigated dykes can be categorized into basaltic andesite and andesite. In the basaltic andesite, plagioclase constitutes the dominant mineral phase, accounting for up to 50 vol.% in some samples, and typically occurs as subhedral to euhedral laths within a fine-grained groundmass. Clinopyroxene and amphibole are present as subordinate phases, often exhibiting partial alteration to secondary minerals. The andesite dykes are characterized by a higher relative abundance of plagioclase, which forms the principal framework of the rock. Ferromagnesian minerals (e.g., pyroxene, amphibole) occur in lesser proportions compared to the basaltic andesite group, suggesting either differences in melt composition or crystallization conditions. Opaque minerals, predominantly Fe-Ti oxides, are ubiquitously present as accessory phases in both groups, typically disseminated throughout the groundmass or as inclusions within major silicate phases.
Geochemistry
The studied dykes exhibit a compositional range with SiO2 contents varying between 51.75 and 64.97 wt%. In the Zr/Ti versus Nb/Y diagram, the samples plot within the basaltic andesite and andesite fields, displaying a calc-alkaline affinity. Low Mg#, Ni, and Cr values suggest significant geochemical modification and derivation from evolved melts. Harker diagrams reveal coherent geochemical trends and decreasing trends in TiO₂, Al₂O₃, MnO, MgO, CaO, Sc, and V with increasing SiO2. Chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns exhibit enrichment in REEs, with light REEs (LREEs) showing the highest enrichment (~52× chondrite), followed by middle REEs (MREEs; ~16×) and heavy REEs (HREEs; ~14×). The Lan/Smₙ (7.6–9.2) and Lan/Ybₙ (10–3.4) ratios indicate LREE enrichment relative to MREEs and HREEs. The Smn/Ybₙ ratio (0.8–1.9) suggests a flat to gently sloping pattern in the MREE-HREE segment, implying limited HREE depletion. Primitive mantle-normalized multi-element diagrams display enrichment in large ion lithophile (LIL) elements (e.g., Rb, K) and depletion in high field strength (HFS) elements (e.g., Nb, Ta).
Petrogenetic Modeling
Fractional crystallization modeling was conducted using one sample (TT22) as the parental melt. Trace element modeling indicates that the more evolved compositions can be derived through 20–80% fractional crystallization of plagioclase, clinopyroxene, olivine, and Fe-Ti oxides.
Regional Tectonomagmatic Implications
The Urmia-Dokhtar magmatic arc (UDMA) exhibits distinct temporal variations in magmatism. Eocene and Neogene magmatism displays arc-related signatures, sourced from a metasomatized lithospheric mantle. Oligo-Miocene magmatism is alkaline, likely derived from asthenospheric upwelling. The temporal shift in melt composition from calc-alkaline in the Eocene to alkaline in the Oligo-Miocene, followed by a return to calc-alkaline magmatism in the Neogene within the Urmia-Dokhtar magmatic arc, reflects significant changes in subduction dynamics, crustal interactions, and tectonic regime. The Eocene calc-alkaline magmatism is interpreted as a product of arc-related processes in an active subduction zone, driven by the subduction of the Neotethys oceanic plate beneath the Central Iranian continental margin. In such a setting, calc-alkaline melts are typically generated through partial melting of a hydrated mantle wedge, metasomatized by slab-derived fluids (Delavari and Damghani, 2022; Verdel et al., 2011; Verdel, 2009). This magmatism is consistent with a supra-subduction zone extensional regime, where slab rollback facilitated asthenospheric upwelling, enhancing heat transfer to the mantle lithosphere and triggering widespread partial melting. During the Oligo-Miocene, magmatism transitioned to an alkaline affinity. Continued slab rollback may have induced asthenospheric upwelling and decompression melting, generating melts with oceanic island basalt (OIB)-like characteristics with weak to negligible subduction-related fluid signatures. The resurgence of calc-alkaline magmatism in the Neogene suggests a renewed influence of subduction-related processes, possibly linked to a post-collisional setting. Lithospheric thickening, driven by the convergence of the Arabian and Eurasian plates, may have facilitated partial melting of the mantle lithosphere. Regional fault systems played a critical role in controlling the spatial distribution and geometry of magmatic intrusions. These faults served as conduits for magma transport, localizing magmatic activity along their trends.
Conclusion
The Salafchegan-Tafresh dykes, exhibiting basaltic andesite to andesite compositions, provide critical insights into the Urmia-Dokhtar magmatic arc's (UDMA) evolution. Geochemical signatures indicate calc-alkaline affinities, LREE enrichment, and LILE/HFSE fractionation, consistent with subduction-modified melts. Fractional crystallization of plagioclase, clinopyroxene, and Fe-Ti oxides explains compositional variations. The temporal shift from Eocene calc-alkaline to Oligo-Miocene alkaline magmatism reflects slab rollback and asthenospheric upwelling, while Neogene calc-alkaline resurgence suggests renewed subduction influence. Regional faults facilitated magma transport, highlighting the interplay between tectonics and magmatism in the UDMA. These findings underscore the complex geodynamic evolution of the Neo-Tethyan subduction-collision system.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
سرزمین ایران بهعنوان بخشی از نوار کوهزایی آلپ-هیمالیا، دارای جایگاه ویژهای از دیدگاه سیر تحولات زمینشناختی و ثبت رخدادهای مربوطه است. کمربند کوهزایی آلپ-هیمالیا که از باختر اروپا تا جنوبخاوری آسیا کشیده شده است، نتیجه برخورد ورقههای زمینساختی مختلف مانند ورقههای عربی و هند از سمت جنوب و اوراسیا در سمت شمال است (Yin and Harrison, 2000; Rolland et al., 2002; von Raumer et al., 2003; Stampfli and Hochard, 2009). سرزمین ایران در بخشهای میانی این نوار جای دارد و بسیاری از تحولات زمینشناختی مانند رخدادهای زمینساختی و ماگماتیسم مرتبط با باز و بستهشدن حوضههای اقیانوسی تتیسی را میتوان در آن ردگیری کرد. شواهد ماگمایی، چینهشناختی و زمینساختی باز و بسته شدن حوضه اقیانوسی پالئوتتیس در محدوده زمانی پالئوزوییک پیشین تا تریاس میانی-پسین در بخشهای مختلفی از سرزمین ایران به ویژه در امتداد نوار کوهزایی البرز را میتواند دید و بررسی کرد (Wilmsen et al., 2009; Zanchetta et al., 2009; Zanchi et al., 2009; Zanchetta et al., 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2015; Zanchi et al., 2015; Rossetti et al., 2017). از سوی دیگر، رخدادهای مرتبط با بازشدن پهنة اقیانوسی نئوتتیس شامل شواهد رژیم زمینساختی کششی و ماگماتیسم ریفتی در محدوده زمانی کربونیفر پسین- پرمین در نقاط مختلفی از ایران دیده میشود (Alirezaei and Hassanzadeh, 2012; Delavari et al., 2016; Honarmand et al., 2017; Delavari and Sehat, 2021). در ادامه، توسعه حوضه اقیانوسی نئوتتیس و فرایندهای بعدی که منجر به آغاز فرورانش و بستهشدن آن در گذر زمان مزوزوییک تا سنوزوییک شده است، همراه با پیدایش و رخداد پدیدههای مختلف زمینشناختی است. اثرات پدیدههای یادشده در مقیاس پوستة سرزمین ایران در قالب تحولات حوضههای رسوبی و آثار چینهشناختی مرتبط با آن، فرارانش سنگکره اقیانوسی و پیدایش افیولیتها، فرایندهای فشارشی- کششی زمینساختی و تنوع طیف سنگهای ماگمایی همراه با تغییر خاستگاه زمینساختی زایش مذاب را میتوان بررسی و ارزیابی کرد. پیدایش و رخداد ماگماتیسم مرتبط با تحولات حوضه نئوتتیسی بهویژه در دوران سنوزوییک به ثبت رسیده است که اوج آن در بازة زمانی ائوسن تا الیگوسن است
(Verdel et al., 2011; Chiu et al., 2013). کمان ماگمایی ارومیه- دختر از مظاهر اصلی ماگماتیسم سنوزوییک در سرزمین ایران است. این کمان ماگمایی از شمال غرب ایران (البرز باختری- آذربایجان) تا جنوبخاوری ایران (آتشفشانهای بزمان و تفتان) امتداد دارد و ادامة آن در سمت پاکستان (آتشفشان کوه سلطان) نیز تعریف شده است (Nicholson et al., 2010; Ghalamghash et al., 2016; Ghalamghash et al., 2019b; Delavari et al., 2022). ازاینرو، کمان ماگمایی ارومیه- دختر جایگاه کلیدی و ویژهای از نظر ثبت فرایندهای ماگمایی بهویژه در بازة زمانی پالئوژن و به مقدار کمتر در گستره زمانی نئوژن و کواترنری دارد. قاعدتاً بخشی از ماگماتیسم این کمان که مربوط به پالئوژن است در هنگام فرورانش فعال نئوتتیس به زیر ورقه ایران مرکزی رخ داده است (Verdel et al., 2011; Chiu et al., 2013) و ماگماتیسم جوانتر (نئوژن- کواترنری) مرتبط با فعالیتهای پس از برخورد قاره-قاره ورقه عربی با اوراسیاست (Ghalamghash et al., 2016; Lechmann et al., 2018; Ghalamghash et al., 2019b). البته در بخشهای جنوبی این کمان (نوار ماگمایی مکران) همچنان یک فرورانش فعال وجود دارد و نشانههای آن بهصورت آتشفشانهای بزمان و تفتان در ایران و کوه سلطان در پاکستان نمود دارد (Biabangard and Moradian, 2008; Nicholson et al., 2010; Saadat and Stern, 2011; Pang et al., 2014; Ghalamghash et al., 2019a; Delavari et al., 2022). از دیدگاه زمینشیمیایی ماگماتیسم پهنه ارومیه-دختر بیشتر سرشت کالکآلکالن دارد (بهویژه درائوسن). گرچه به سمت الیگوسن و زمانهای جوانتر ماگماتیسم آلکالن نیز دیده میشوند (Verdel et al., 2011; Ghorbani et al., 2014; Ahmadian and Ghadirpour, 2020; Delavari et al., 2021). بخشی از ماگماتیسم کمان ارومیه- دختر سرشتهای آداکیتی نیز دارند (Omrani et al., 2008; Modjarrad, 2015; Lechmann et al., 2018; Delavari et al., 2020).
منطقة بررسیشده در محدودة سلفچگان-تفرش و در قلمروی مرز استانهای مرکزی و قم با مختصات طول جغرافیایی خاوری '00 °50 تا '30 °50 و عرض جغرافیایی شمالی '15 °34 تا '45 ° 34 جای دارد (شکلهای 1- A و 1-B). این منطقه در بخشهای میانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر جای گرفته است و در آن رخنمون گستردهای از واحدهای آتشفشانی و به مقدار کمتر واحدهای آذرین درونی دیده میشود (Khademi et al., 2019; Mirnejad et al., 2019; Raeisi et al., 2019; Raeisi et al., 2020). بر پایة گزارش در نقشة زمینشناسی (Alai Mahabadi et al., 2000) دسته دایکهای فراوانی که گاه روند موازی نیز با همدیگر دارند در این منطقه رخنمون دارند. زمینشیمی و سنگشناسی این دایکها پیشتر بررسی نشده است و از اینرو، کاملاً بکر و موردتوجه هستند. ازاینرو، بررسی آنها میتواند اطلاعات ارزشمندی دربارة تحولات ماگمایی، شرایط زمینساختی حاکم در زمان پیدایش دایکها، بازسازی تاریخچه زمینشناسی منطقه و درک بهتر تاریخچة زمینساختی کمان ماگمایی ارومیه-دختر ارائه دهد. در این بررسی ویژگیهای صحرایی، سنگنگاری و زمینشیمی سنگ کل دایکهای منطقه بررسی میشود و به ویژگیهایی مانند تنوع بافتی و کانیشناختی، طیف ترکیب شیمیایی و عوامل مؤثر بر تحول ماگمایی پرداخته میشود.
زمینشناسی منطقه و ویژگیهای صحرایی
بر پایة نقشة زمینشناسی منطقه (شکل 1)، در محدودة سلفچگان- تفرش، جدای از برونزد اندک واحدهای سنگی مزوزوییک شامل سنگهای آهکی و شیلی تریاس، آواریهای سازند شمشک و واحدهای رسوبی کرتاسه که در جنوب و جنوبباختری تفرش دیده میشوند و همچنین، برونزد چشمگیر سازند شمشک و سنگآهکهای سازند تیزکوه که در جنوب سلفچگان یافت میشود، دیگر بخشهای محدوده با گسترة بزرگی واحدهای آتشفشانی و آذرآواری پالئوژن و نئوژن دربرگرفته شده است. این واحدها در پیرامون تفرش شامل تنوعی از سنگهای آذرآواری بههمراه میانلایههایی از گدازههای حد واسط تا اسیدی مانند آندزیت، تراکیآندزیت، داسیت و ریولیت و همچنین، واحدهای رسوبی آواری و سنگهای آهکی ائوسن هستند که با آواریهای سازند قرمز زیرین (الیگوسن)، واحدهای گوناگون سازند قم (الیگو-میوسن) و آواریهای سازند قرمز بالایی (میوسن) همراهی میشوند. در کنار اینها، برونزد کوچکی از تناوب آذرآواریها و گدازههای حد واسط-بازیک میوسن و همچنین، روانهها، دایکها و گنبدهای داسیتی- ریولیتی پلیوسن نیز دیده میشود (Hadjian et al., 1999; Khademi et al., 2019). افزونبر اینها در سمت خاور و شمالخاوری تفرش برونزد چشمگیری از سنگهای آذرین درونیِ دیوریتی، مونزودیوریتی، مونزونیتی وگرانودیوریتی دیده میشود. بر پایة روش اورانیم- سرب زیرکن سن این سنگها نزدیک به 19 تا 22 میلیون سال پیش بهدست آمده است (Raeisi et al., 2020). تودههای یادشده سرشت کالکآلکالن دارند و محصول ماگماتیسم کمان ارومیه- دختر در پی فرورانش سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی و در مرحلة پیش از برخورد پلیت عربی به اوراسیا دانسته شدهاند (Mirnejad et al., 2019; Raeisi et al., 2020). واحدهای آذرین در محدودة سلفچگان شامل تناوب آذرآواریهای حد واسط تا اسیدی ائوسن همراه با رسوبیهای سنگ آهک، مارن، ماسهسنگ و شیل هستند که در ادامه با حجم بزرگی از واحدهای جوانتر (میوسن-پلیوسن) شامل تنوعی از سنگهای آذرآواری (توف و برش) و به مقدار کمتر روانههای حد واسط دنبال میشوند. در محدودة سلفچگان نیز برونزد کوچکی از سنگهای آذرین درونیِ دیوریت- کوارتز دیوریتی بهصورت گنبد درون آذرآواریهای میوسن دیده میشود (Alai Mahabadi et al., 2000). افزونبر آنچه گفته شد، در این منطقه، برونزد چشمگیری از دایکها با تنوع ترکیبی و همچنین، روندهای گوناگون دیده میشود (شکل 2). در محدودة تفرش دایکها تنوع سنگشناختی مانند دیوریت-میکرودیوریتی، دیابازی تا آندزیتی دارند و سن ائوسن تا نئوژن برای آنها دانسته شده است (Hadjian et al., 1999). در محدودة سلفچگان، دایکها بیشتر ترکیب آندزیتی دارند و با توجه به رابطة صحرایی که با سنگ میزبان (واحدهای آذرآواری میوسن) دارند، سن میوسن-پلیوسن برای آنها پیشنهاد شده است (Alai Mahabadi et al., 2000). دایکهای یادشده با اینکه در مقیاس منطقهای روندهای گوناگونی دارند؛ اما در مقیاس محلی گاه روندهای موازی و شبیه دسته دایک نشان میدهند (شکل 2-A). بیشتر این دایکها ضخامتی کمتر از 3 متر دارند و گاه ضخامت بیش از 5 و بهطور معدود تا 15 متر نیز میرسد (شکلهای 2-B و 2-C). راستای دایکها نیز با اینکه تنوع دارد؛ اما بیشتر شمالباختری- جنوبخاوری است (شکلهای 2-D تا 2-F). دایکها در سطح رخنمون رنگ خاکستری تا قهوهای تیره دارند و بهعلت اختلاف رنگ و همچنین، مقاومت بیشتری که نسبت به سنگهای رسوبی و آذراورای میزبان در برابر فرسایش دارند، نفوذ آنها بهآسانی دیده و ردگیری میشود.
شکل 1- A) نقشة ساختاری سادهشده ایران که در آن جایگاه منطقة موردبررسی با ستاره نشان داده شده است؛ B) نقشة زمینشناسی سادهشده منطقه بر پایة بازرسم نقشة 1:250000 قم (Emami, 1991) بههمراه جایگاه نمونههایی که تجزیة شیمیایی شدهاند (نماد ستاره).
Figure 1. A) A simplified structural map of Iran showing the location of the study area (star); B) Simplified geological map of the study area redrawn from the 1:250,000 map of Qom (Emami, 1991) including locations of the samples (stars) selected for chemical analysis.
شکل 2- A) تصویر گوگلارث از دستهدایکهای منطقة سلفچگان- تفرش که درون سازند قرمز زیرین و سازند قم نفوذ کردهاند؛ B و C) تصویرهای صحرایی دایکها که درون واحدهای آذرآواری نئوژن نفوذ کردهاند؛ D) نمودار رزدیاگرام دایکهای محدودة تفرش که امتداد غالب دایکها شمالباختری- جنوبخاوری است (Hajilari, 2023)؛ E و F) نمودار رزدیاگرام دایکها بهترتیب در محدودههای دستجرد و سلفچگان (بررسی کنونی).
Figure 2. A) Google Earth image showing dyke clusters in the Salafchegan-Tafresh region, intruding into the Lower Red and Qom Formations; B and C) Field photographs of dykes intruding into Neogene pyroclastic units. D) Rose diagram illustrating the orientation of dykes in the Tafresh area (Hajilari, 2023); E and F) Rose diagrams depicting the orientation of dykes in the Dastjerd and Salafchegan areas, respectively (this study).
شکل 2. ادامه.
Figure 2. Continued.
روش انجام پژوهش
نخست با کمک نقشههای زمینشناسی منطقه مانند ورقة 1:100000 سلفچگان (Alai Mahabadi et al., 2000) محدودة موردنظر انتخاب شد. پس از پیمایشهای صحرایی، از واحدهای سنگی موردنظر (دایکها) نمونهبرداری شد و در ادامه از آنها مقطع نازک تهیه شد. بر پایة مشاهدات سنگنگاری، ترجیحاً نمونههایی که دگرسانی کمتر داشتند برای تجزیة شیمیایی برگزیده شدند. تجزیة شیمیایی نمونهها برای اندازهگیری ترکیب شیمیایی سنگ کل نمونهها به روشهای ICP-OES (عنصرهای اصلی) و ICP-MS (عنصرهای کمیاب) در آزمایشگاه زرآزمای تهران انجام شد (جدول 1). در مرحلة نخست، میزان مواد فرار (LOI [1]) با جایدادن مقدار مشخصی از پودر هر نمونه در کورة الکتریکی در دمای نزدیک به 1000 درجه سانتیگراد و اندازهگیری اختلاف جرم پیشین و پس از حرارتدهی بهدست آورده شد. برای آمادهسازی نمونه با روش ذوب قلیایی (Lithium Borate Fusion)، نمونهها نخست با لیتیم متابورات ذوب و سپس با اسید نیتریک رقیق حل شدند. محلول نهایی با دستگاه ICP-OES تجزیه و مقدار اکسیدهای عنصرهای اصلی اندازهگیری شد. آستانة آشکارسازی این روش برای اکسیدها نزدیک به 05/0 درصدوزنی بود (جدول ۱).تعیین مقادیر عنصرهای فرعی و کمیاب با دستگاه ICP-MS انجام گرفت. بدینگونهکه نخست مقداری از پودر نمونه با کمک ترکیب اسیدهای گوناگون و دستگاه هضم با میکروویو[2] محلول و آماده شد. برای اطمینان از دقت و اعتبار دادهها، نمونههای استاندارد مرجع بینالمللی (CRM [3]) و نمونههای مرجع (RM [4]) به کار برده شدند. آستانة آشکارسازی برای عنصرهای فرعی و کمیاب از 01/0 تا ۱ پیپیام[5] بود (جدول 1). افزونبر این، برای ارزیابی دقت و صحت دادههای بهدستآمده، نمونههای تکرارشده و نمونههایی که در آزمایشگاههای معتبر خارجی بررسی شده بودند، بهعنوان نمونههای نامعلوم به کار برده شدند. نتایج نشان دادند سطح دقت آنالیزها پذیرفتنی است. گفتنی است برای آمادهسازی تصویرها، تحلیل دادههای زمینشیمیایی و رسم نمودارها از نرمافزارهایی مانند Photoshop، Excel و Illustrator بهره گرفته شد.
سنگنگاری
بر پایة بررسیهای سنگنگاری و همچنین، تجزیة شیمیایی، دایکهای بررسیشده ترکیب بازیک تا حد واسط دارند و در دو گروه آندزیت بازالتی و آندزیت ردهبندی میشوند.
جدول 1. آنالیز شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ کل دایکهای منطقة سلفچگان. مقدار اکسید عنصرهای اصلی بر پایة درصدوزنی (wt. %) و مقدار عنصرهای کمیاب بر پایة پیپیام (ppm). DL= Detection Limits، Mg# = MgO × 100/(MgO+FeOT).
Table 1. Whole-rock major and trace elements analysis of dykes from the Salfchegan region. Major element oxides based on wt. %, while trace element concentrations are given in ppm. DL= Detection Limits; Mg# = MgO × 100/(MgO+FeOT).
|
Element |
DL |
TT1 |
TT4 |
TT6 |
TT9 |
TT20 |
TT22 |
TA25 |
TA32 |
T-T-20 |
T-T-22 |
T-A25 |
T-A32 |
|
SiO2 |
0.05 |
61.33 |
63.09 |
52.86 |
50.18 |
59.22 |
57.12 |
48.75 |
57.1 |
63.35 |
52.16 |
48.82 |
55.01 |
|
TiO2 |
0.05 |
0.4 |
0.76 |
0.93 |
0.98 |
0.44 |
0.48 |
0.51 |
0.55 |
0.4 |
0.59 |
1.87 |
0.76 |
|
Al2O3 |
0.05 |
17.46 |
15.87 |
18.01 |
20.67 |
17.5 |
18.17 |
20.24 |
18.33 |
16.55 |
19.98 |
15.79 |
18.22 |
|
Fe2O3 |
0.05 |
0.7 |
0.66 |
0.95 |
1 |
0.67 |
0.74 |
0.87 |
0.79 |
0.57 |
0.93 |
1.45 |
0.94 |
|
FeO |
0.05 |
4.68 |
4.42 |
6.34 |
6.67 |
4.44 |
4.95 |
5.81 |
5.25 |
3.77 |
6.21 |
9.65 |
6.29 |
|
MnO |
0.05 |
0.14 |
0.14 |
0.16 |
0.17 |
0.18 |
0.15 |
0.17 |
0.15 |
0.12 |
0.16 |
0.2 |
0.16 |
|
MgO |
0.05 |
1.81 |
1.28 |
4.12 |
3.35 |
2.03 |
2.48 |
2.22 |
2.28 |
1.75 |
3.41 |
4.29 |
3.1 |
|
CaO |
0.05 |
4.58 |
5.25 |
6.79 |
9.15 |
5.7 |
5.24 |
10.52 |
7.44 |
2.98 |
6.42 |
7.68 |
6.22 |
|
Na2O |
0.05 |
5.5 |
3.53 |
3.52 |
3.78 |
5.18 |
5.31 |
2.71 |
3.55 |
5.84 |
5.56 |
3.42 |
4.96 |
|
K2O |
0.05 |
0.5 |
1.83 |
1.25 |
0.71 |
0.32 |
0.62 |
0.99 |
0.58 |
2.05 |
0.83 |
0.77 |
0.71 |
|
P2O5 |
0.05 |
0.17 |
0.27 |
0.16 |
0.11 |
0.13 |
0.26 |
0.15 |
0.14 |
0.13 |
0.12 |
0.39 |
0.16 |
|
LOI |
0.05 |
2.04 |
2.33 |
4.17 |
2.44 |
3.56 |
3.78 |
6.26 |
3.17 |
1.98 |
2.79 |
4.47 |
2.66 |
|
Total |
|
99.32 |
99.44 |
99.27 |
99.21 |
99.37 |
99.3 |
99.2 |
99.32 |
99.48 |
99.16 |
98.8 |
99.19 |
|
Anhydrous: |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
SiO2 |
63.05 |
64.97 |
55.59 |
51.86 |
61.81 |
59.80 |
52.45 |
59.38 |
64.97 |
54.12 |
51.75 |
56.99 |
|
|
TiO2 |
0.41 |
0.78 |
0.98 |
1.01 |
0.46 |
0.50 |
0.55 |
0.57 |
0.41 |
0.61 |
1.98 |
0.79 |
|
|
Al2O3 |
17.95 |
16.34 |
18.94 |
21.36 |
18.27 |
19.02 |
21.78 |
19.06 |
16.97 |
20.73 |
16.74 |
18.87 |
|
|
Fe2O3 |
0.72 |
0.68 |
1.00 |
1.03 |
0.70 |
0.78 |
0.94 |
0.82 |
0.58 |
0.97 |
1.54 |
0.98 |
|
|
FeO |
4.82 |
4.56 |
6.67 |
6.89 |
4.63 |
5.18 |
6.25 |
5.46 |
3.86 |
6.44 |
10.23 |
6.51 |
|
|
MnO |
0.14 |
0.14 |
0.17 |
0.18 |
0.19 |
0.16 |
0.18 |
0.16 |
0.12 |
0.17 |
0.21 |
0.17 |
|
|
MgO |
1.86 |
1.32 |
4.33 |
3.46 |
2.12 |
2.60 |
2.39 |
2.37 |
1.79 |
3.54 |
4.55 |
3.21 |
|
|
CaO |
4.71 |
5.41 |
7.14 |
9.46 |
5.95 |
5.49 |
11.32 |
7.74 |
3.06 |
6.66 |
8.14 |
6.44 |
|
|
Na2O |
5.65 |
3.64 |
3.70 |
3.91 |
5.41 |
5.56 |
2.92 |
3.69 |
5.99 |
5.77 |
3.63 |
5.14 |
|
|
K2O |
0.51 |
1.88 |
1.31 |
0.73 |
0.33 |
0.65 |
1.07 |
0.60 |
2.10 |
0.86 |
0.82 |
0.74 |
|
|
P2O5 |
0.17 |
0.28 |
0.17 |
0.11 |
0.14 |
0.27 |
0.16 |
0.15 |
0.13 |
0.12 |
0.41 |
0.17 |
|
|
Total |
|
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
100.00 |
|
Mg# |
|
37.8 |
31.2 |
50.5 |
44.1 |
41.8 |
44.1 |
37.5 |
40.6 |
42.2 |
46.3 |
41.1 |
43.6 |
|
Cs |
0.5 |
0.6 |
0.7 |
0.6 |
<0.5 |
0.6 |
0.8 |
0.9 |
1 |
0.6 |
0.6 |
0.6 |
0.7 |
|
Ba |
1 |
213 |
684 |
373 |
233 |
201 |
447 |
588 |
289 |
432 |
379 |
385 |
310 |
|
Sc |
0.5 |
4.5 |
12.4 |
23.4 |
23.9 |
6.1 |
7.7 |
10 |
8.6 |
6.4 |
12.4 |
31 |
16.4 |
|
V |
1 |
16 |
52 |
216 |
240 |
43 |
81 |
111 |
88 |
66 |
157 |
325 |
139 |
|
Cr |
1 |
3 |
6 |
16 |
5 |
3 |
5 |
7 |
3 |
6 |
14 |
27 |
5 |
|
Co |
1 |
5.8 |
7.3 |
21.5 |
16.5 |
8.2 |
10.9 |
15.3 |
10.3 |
8 |
18.1 |
30.9 |
17.2 |
|
Ni |
1 |
<1 |
1 |
9 |
3 |
1 |
3 |
3 |
2 |
3 |
8 |
22 |
3 |
|
Cu |
1 |
4 |
58 |
82 |
35 |
2 |
13 |
13 |
<1 |
4 |
43 |
221 |
15 |
|
Pb |
1 |
4 |
15 |
7 |
10 |
8 |
13 |
10 |
7 |
6 |
6 |
16 |
9 |
|
Zn |
1 |
53 |
86 |
74 |
59 |
75 |
84 |
66 |
125 |
66 |
79 |
123 |
84 |
|
Rb |
1 |
51 |
69 |
63 |
51 |
46 |
50 |
54 |
51 |
69 |
51 |
51 |
51 |
|
Sr |
1 |
636 |
375 |
406 |
446 |
863 |
882 |
563 |
577 |
649 |
980 |
600 |
598 |
|
Y |
0.5 |
17.5 |
40.5 |
21.3 |
18 |
17.1 |
16.4 |
14.7 |
14.3 |
14.3 |
13.9 |
35 |
22 |
|
Zr |
5 |
87 |
249 |
84 |
58 |
65 |
104 |
56 |
44 |
99 |
51 |
151 |
95 |
|
Nb |
1 |
5.5 |
7.1 |
4.5 |
3.7 |
3.2 |
4.3 |
3.8 |
2.5 |
5.1 |
3 |
4.6 |
3.8 |
|
La |
1 |
17 |
36 |
16 |
13 |
15 |
24 |
14 |
14 |
20 |
13 |
30 |
15 |
|
Ce |
0.5 |
36 |
79 |
34 |
25 |
30 |
48 |
28 |
28 |
41 |
25 |
63 |
33 |
|
Pr |
0.05 |
2.58 |
7.5 |
2.51 |
1.36 |
1.95 |
3.55 |
1.76 |
1.77 |
2.89 |
1.41 |
6.86 |
2.33 |
|
Nd |
0.5 |
12.9 |
32.8 |
11.7 |
8.2 |
11 |
15.5 |
10.1 |
9.9 |
12 |
8 |
31.5 |
12.3 |
|
Sm |
0.1 |
2.7 |
6.7 |
2.8 |
1.6 |
2.2 |
2.3 |
2.1 |
1.9 |
2 |
1.6 |
6.6 |
2.9 |
|
Eu |
0.1 |
0.7 |
1.68 |
0.79 |
0.58 |
0.66 |
0.71 |
0.54 |
0.63 |
0.45 |
0.57 |
1.57 |
0.82 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Element |
DL |
TT1 |
TT4 |
TT6 |
TT9 |
TT20 |
TT22 |
TA25 |
TA32 |
T-T-20 |
T-T-22 |
T-A25 |
T-A32 |
|
Gd |
0.05 |
2.52 |
6.18 |
3.13 |
2.31 |
2.57 |
2.73 |
2.18 |
2.22 |
2.21 |
1.84 |
6.26 |
2.86 |
|
Tb |
0.1 |
0.5 |
1.2 |
0.6 |
0.5 |
0.5 |
0.6 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
1.2 |
0.7 |
|
Dy |
0.1 |
3.9 |
8.3 |
4.3 |
4 |
3.8 |
3.7 |
3.3 |
3.2 |
3.2 |
3.2 |
8.3 |
4.8 |
|
Er |
0.1 |
2 |
4.4 |
2.4 |
2.2 |
2.1 |
1.9 |
1.7 |
1.6 |
1.6 |
1.4 |
4.2 |
2.6 |
|
Tm |
0.1 |
0.4 |
0.8 |
0.4 |
0.4 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.7 |
0.5 |
|
Yb |
0.05 |
1.76 |
3.91 |
2.32 |
2.16 |
1.78 |
1.73 |
1.75 |
1.49 |
1.44 |
1.63 |
3.86 |
2.45 |
|
Lu |
0.1 |
0.3 |
0.7 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
0.3 |
0.6 |
0.5 |
|
Hf |
0.5 |
2.4 |
6.1 |
2.5 |
1.7 |
2 |
2.8 |
1.8 |
1.5 |
2.7 |
1.5 |
4 |
2.7 |
|
Ta |
0.1 |
0.3 |
0.6 |
0.3 |
0.5 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
0.5 |
0.3 |
0.4 |
0.3 |
|
Th |
0.1 |
2.9 |
10.3 |
3.2 |
1 |
0.8 |
5.5 |
1.2 |
0.3 |
4.8 |
1 |
8.4 |
1.9 |
|
U |
0.1 |
0.9 |
3.3 |
1 |
0.7 |
0.5 |
1.6 |
0.7 |
0.5 |
1.6 |
0.7 |
2.3 |
1 |
|
FeOt |
|
5.47 |
5.17 |
7.57 |
7.82 |
5.26 |
5.88 |
7.09 |
6.19 |
4.39 |
7.31 |
11.62 |
7.39 |
|
Nb/Y |
|
0.31 |
0.18 |
0.21 |
0.21 |
0.19 |
0.26 |
0.26 |
0.17 |
0.36 |
0.22 |
0.13 |
0.17 |
|
Zr/Ti |
|
0.04 |
0.05 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.01 |
0.04 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
|
Ta/Yb |
|
0.17 |
0.15 |
0.13 |
0.23 |
0.17 |
0.17 |
0.17 |
0.13 |
0.35 |
0.18 |
0.1 |
0.12 |
|
Th/Yb |
|
1.65 |
2.63 |
1.38 |
0.46 |
0.45 |
3.18 |
0.69 |
0.2 |
3.33 |
0.61 |
2.18 |
0.78 |
|
La/Yb |
|
9.66 |
9.21 |
6.9 |
6.02 |
8.43 |
13.87 |
8 |
9.4 |
13.89 |
7.98 |
7.77 |
6.12 |
|
Ba/Nb |
|
38.73 |
96.34 |
82.89 |
62.97 |
62.81 |
103.95 |
154.74 |
115.6 |
84.71 |
126.33 |
83.7 |
81.58 |
|
Eu/Eu* |
|
0.81 |
0.78 |
0.81 |
0.92 |
0.85 |
0.86 |
0.77 |
0.94 |
0.65 |
1.01 |
0.74 |
0.86 |
|
Nb/U |
|
6.11 |
2.15 |
4.5 |
5.29 |
6.4 |
2.69 |
5.43 |
5 |
3.19 |
4.29 |
2 |
3.8 |
|
Ce/Pb |
|
9 |
5.27 |
4.86 |
2.5 |
3.75 |
3.69 |
2.8 |
4 |
6.83 |
4.17 |
3.94 |
3.67 |
|
(La/Sm)N |
|
4.06 |
3.46 |
3.68 |
5.24 |
4.4 |
6.73 |
4.3 |
4.75 |
6.45 |
5.24 |
2.93 |
3.33 |
|
(Sm/Yb)N |
|
1.7 |
1.9 |
1.34 |
0.82 |
1.37 |
1.47 |
1.33 |
1.41 |
1.54 |
1.09 |
1.9 |
1.31 |
|
(La/Yb)N |
|
6.92 |
6.6 |
4.94 |
4.31 |
6.04 |
9.95 |
5.73 |
6.74 |
9.96 |
5.72 |
5.57 |
4.39 |
|
Ba/Nb |
|
38.72 |
96.33 |
82.88 |
62.97 |
62.81 |
103.95 |
154.73 |
115.6 |
84.7 |
126.33 |
83.69 |
81.57 |
|
Nb/La |
|
0.32 |
0.19 |
0.28 |
0.28 |
0.21 |
0.17 |
0.27 |
0.17 |
0.25 |
0.23 |
0.15 |
0.25 |
دایکهای آندزیت بازالتی در نمونههای دستی رنگ قهوهای مایل به تیره و ظاهر آفیریک تا پورفیری دارند. بررسیهای میکروسکوپی این سنگها نشاندهندة تنوع بافتهای اینترسرتال، اینترگرانولار، پورفیری، میکرولیتی پورفیری و پیلوتاکسیتی است (شکلهای 3-A تا 3-C). پلاژیوکلاز کانی اصلی است که هم بهصورت درشتبلور و میکرولیت در زمینه سنگ دیده میشود. بلورهای پلاژیوکلاز شکلهای نیمهشکلدار تا کمابیش شکلدار دارد و بیشتر در اندازه کمتر از 1 تا نزدیک به 3 میلیمتر ظاهر میشوند. در برخی نمونهها ممکن است پلاژیوکلاز تا نزدیک به 50 درصدحجمی سنگ را نیز دربر گیرد (شکل 3- C). این کانی گاهی منطقهبندی نیز دارد و کم و بیش دگرسان شده است. محصول دگرسانی پلاژیوکلاز بیشتر سریسیت و کائولینیت است. دیگر کانی معمول در سنگهای آندزیت بازالتی، کلینوپیروکسن است (شکلهای 3-A و 3-B) که البته فراوانی کمتری دارد (10 تا 15 درصدحجمی). بلورهای کلینوپیروکسن هم بهصورت درشتبلور (در اندازه بیشتر کمتر از 3 میلیمتر) و هم بهصورت فازهای بینبلوری در فضای میان بلورهای پلاژیوکلاز (شکلهای 3- A و 3-B) دیده میشوند. این کانی نیز گاهی سالم و گاه دگرسانی دارد و به کلریت و اپیدوت تجزیه شده است. فاز دیگر آمفیبول (هورنبلند) است که البته کمیاب است و در برخی نمونهها با فراوانی مودال کم دیده میشود. درشتبلورهای آمفیبول، اگر دیده شوند حاشیه سوخته یا اوپاسیتی دارند؛ رخدادی که در کانیهای آبداری مانند آمفیبول در سنگهای آتشفشانی پدیدهای رایج و معمول است. کانیهای کدر مانند کانیهای فرعی و رایج در آندزیت بازالتها هستند که هم بهصورت ریزبلورهای جدا در زمینه و هم بهصورت میانبار در برخی بلورهای فرومنیزین مانند کلینوپیروکسن دیده میشوند.
شکل 3. ویژگیهای میکروسکوپی دایکهای آندزیت بازالتی و آندزیتی موردبررسی در منطقة سلفچگان-تفرش. A) بافت اینترگرانولار در سنگهای آندزیت بازالتی که در آن کانیهای فرومنیزین بهویژه کلینوپیروکسن فضای میان بلورهای پلاژیوکلاز را پر کرده است (نمونة TA25)؛ B) حضور درشتبلور کمابیش بزرگ کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در زمینهای با بافت پیلوتاکسیتی در سنگهای آندزیت بازالتی (نمونة TT22)؛ C) بافت پورفیری در سنگهای آندزیت بازالتی که در آن درشتبلورهای کم و بیش دگرسانشدة پلاژیوکلاز در یک زمینة سرشار از بلورهای جهتیافته فلدسپار پراکنده هستند (نمونة TT22)؛ D) بافت پورفیری در سنگهای آندزیتی که با حضور درشتبلورهای کمابیش سالم و درشت پلاژیوکلاز در یک دانهریز تا شیشهای شناخته میشود (نمونة TT4)؛ E) حضور درشتبلورهای کمابیش درشت (تا 3 میلیمتر) و شکلدار آمفیبول (هورنبلند) در یک زمینه با بافت هیالوپیلیتیک در سنگهای آندزیتی (نمونة TT20)؛ F) بافت سریایت در سنگهای آندزیتی که در آن درشتبلورهای بیشتر پلاژیوکلاز با اندازههای گوناگون در یک زمینة دانهریز تا شیشهای پراکنده هستند (نمونة TT19) (همة تصویرها در XPL هستند).
Figure 3. Microscopic characteristics of the basaltic andesite and andesitic dykes in the Salafchegan-Tafresh region. A) Intergranular texture observed in basaltic andesite rocks, where ferromagnesian minerals, particularly clinopyroxene, fill the interstitial spaces between plagioclase crystals (sample TA25); B) Coarse clinopyroxene and plagioclase phenocrysts within a pilotaxitic-textured matrix in basaltic andesite rocks (sample TT22); C) Porphyritic texture in basaltic andesite rocks, displaying partially altered plagioclase phenocrysts distributed across a matrix of aligned feldspar crystals (trachytic texture) (sample TT22); D) Porphyritic texture in andesite rocks, featuring relatively well-preserved, coarse plagioclase phenocrysts embedded in a fine-grained to glassy matrix (sample TT4); E) Coarse and euhedral amphibole phenocrysts (up to 3 mm) within a hyalopilitic-textured groundmass in andesitic rocks (sample TT20); F) Seriate texture in andesitic rocks, with plagioclase phenocrysts of varying sizes dispersed in a fine-grained to glassy matrix (sample TT19) (All images were taken under cross-polarized light or XPL).
شکل 3. ادامه.
Figure 3. Continued.
گمان میرود کانیهای کدر در این سنگها بیشتر از جنس اکسیدهای آهن - تیتانیمدار هستند و از دیدگاه اندازه گاهی تا 1 میلیمتر نیز میرسند. این کانیها با فراوانی تا ۵ درصدحجمی، فراوانترین و مهمترین کانی فرعی دایکها هستند و بیشتر به حالت نیمهشکلدار تا بیشکل و گاهی کمابیش شکلدار هستند.
دایکهای آندزیتی نیز در نمونة دستی سیمای آفانیتیک تا پورفیری دارند و رنگ و چهرهای شبیه دایکهای آندزیت بازالتی نشان میدهند. این سنگها نیز بافتهای متنوعی مانند پورفیری، هیالوپیلیتیک و سریایت را به نمایش میگذارند. فراوانترین درشتبلور در دایکهای آندزیتی، پلاژیوکلاز است تا جاییکه در برخی نمونهها، تنها کانی درشتبلور سنگ است. بلورهای پلاژیوکلاز از دیدگاه ویژگیهای میکروسکوپی سالم تا کمابیش سالم و گاه با دگرسانی شدید هستند (دگرسانی به سریسیت و کانیهای رسی) و اندازة بیشتر آنها از 3 میلیمتر کوچکتر است (شکلهای 3-D و 3-F). افزونبراین، بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز نیمهشکلدار تا کمابیش شکلدار هستند. کلینوپیروکسن، دیگر کانی آندزیتهاست که البته بیشتر بهصورت ریزبلورهای در زمینة سنگ در فضای میان میکرولیتهای پلاژیوکلاز (بافت اینترسرتال) یافت میشود و گاهی نیز بهصورت درشتبلور دیده میشود. در بسیاری موارد، کلینوپیروکسنها دگرسانی دارند و با کانیهای ثانویهای مانند کلریت و اپیدوت جایگزین شدهاند. دیگر فاز درشتبلور سنگ، آمفیبول است که در برخی نمونهها دیده میشود (شکل 3- E). حضور آمفیبول (هورنبلند) بیشتر بهصورت ریزدرشتبلور تا درشتبلور در اندازههای 1 تا 4 میلیمتر و بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار است. بهطور کلی، فراوانی فازهای فرومنیزین در آندزیتها کمتر از سنگهای آندزیت بازالتی است؛ تا جاییکه در برخی نمونههای آندزیتی نشانههای کمی از درشتبلورهای این کانیها دیده میشود. در آندزیتها نیز، کانیهای کدر (اکسیدهای آهن- تیتانیمدار) معمولترین فاز فرعی در سنگ هستند که بهصورت ریزبلورهای بیشکل در زمینه و گاهی نیز بهصورت ریزدرشتبلور پدیدار میشوند و چهبسا گاه تا نزدیک به 5 درصد مودال را نیز دربر میگیرند. حضور کلسیت ثانویه که گاهی جانشین کانیهای اولیه شده و گاهی فضایهای خالی پدیدآمده را پر میکند در برخی نمونههای آندزیتی رایج است (شکل 3- F).
زمینشیمی
ترکیب شیمیایی نمونههای تجزیهشده دایکهای منطقة سلفچگان در جدول 1 آورده شده است. بر پایة ترکیب شیمیایی بدون LOI، میزان SiO2 نمونهها از 75/51 تا 97/64 درصدوزنی متغیر است که نشاندهندة تغییرات ترکیبی آنها در بازة مافیک تا حد واسط است. در نمودار ردهبندی بر پایة عنصرهای کمیاب نامتحرک که مبتنی بر تغییرات نسبت Nb/Y در برابر Zr/Ti است (شکل 4)، دایکهای منطقة سلفچگان بیشتر در محدوده ترکیبی آندزیت بازالت و آندزیت جای گرفتهاند. افزونبراین، مقدار Nb/Y نمونهها در این نمودار (<7/0) نشاندهندة سری سابآلکالن (کالکآلکالن) نمونههاست. مجموع عنصرهای آلکالن نمونهها (Na2O+K2O) از 98/3 تا 09/8 درصدوزنی تغییر میکند که آن نیز گواهی بر سرشت کالکآلکالن نمونههاست.
شکل 4. نمودار Nb/Y در برابر Zr/Ti (Pearce, 1996). نمونههایی از دیگر مناطق کمان ارومیه- دختر مانند سنگهای آتشفشانی ائوسن ساوه (Delavari et al., 2017)، سنگهای آتشفشانی ائوسن کهک، قم (Delavari and Damghani, 2022) و سنگهای آتشفشانی الیگو-میوسن رزن، همدان (Delavari et al., 2021) نیز نمایش داده شده است.
Figure 4. Nb/Y versus Zr/Ti diagram (Pearce, 1996). For comparison, data from other regions of the Urmia-Dokhtar magmatic belt are also plotted, including: Eocene volcanic rocks from Saveh (Delavari et al., 2017), Eocene volcanic rocks from Kahak, Qom (Delavari and Damghani, 2022), and Oligo-Miocene volcanic rocks from Razan, Hamadan (Delavari et al., 2021).
مقدار عدد منیزیم یا Mg# [=MgO*100/(MgO+FeOT)] از 2/31 تا 5/50 تغییر میکند و همچنین، نیکل (<22 پیپیام) و کرومیم (<27 پیپیام) نیز مقدار کمی دارند (جدول 1) که نشان میدهند نمونهها تحول زمینشیمیایی بالایی را سپری کردهاند و نسبت به یک مذاب اولیه در تعادل با کانیشناسی گوشته که Mg# (>70)، Ni (>300-400 پیپیام) و Cr (>1000 پیپیام) بسیار بالاتری دارد (Wilson, 2007)، فاصلة بسیاری دارند.
تبلوربخشی از فرایندهای اصلی است که گمان میرود در تحول زمینشیمیایی ماگما نقش داشته باشد. در همین راستا نمودارهای هارکر نمونهها (شکل 5)، بررسی شد. در نمودارهای هارکر (شکل 5)، مقدار TiO2، Al2O3، MnO، MgO، CaO، Sc و V با افزایش میزان سیلیس سنگ یا پیشرفت روند تحولی مذاب، روند کاهشی نشان میدهند؛ اما مقادیر Na2O و Hf روند افزایشی دارند. با توجه به همبستگی نمونهها و روند پیوسته آنها در نمودار هارکر گمان میرود ارتباط زایشی میان آنها محتمل باشد. ازاینرو، با فرض اینکه نمونهها ارتباط زایشی داشتهاند و همچنین، تفاوت زمینشیمیایی آنها از تبلوربخشی متأثر بوده باشد، سازگاری و ناسازگاری رفتار عنصرها چهبسا بازتابی از کانیهای در حال تبلور و جدایش است. روند کاهشی TiO2، MnO، MgO، Sc و V میتواند با تبلوربخشی کانیهای فرومنیزین مانند الیوین، پیروکسن و یا اکسیدهای آهن-تیتانیم در ارتباط باشد. از سوی دیگر، کاهش Al2O3 و CaO در مذاب بجامانده نیز شاید بهطور منطقی با تبلوربخشی پلاژیوکلاز کلسیک در ارتباط باشد (Rollinson, 1993).
شکل 5. نمودار هارکر دایکهای منطقة سلفچگان.
Figure 5. Harker diagram of the dykes from the Salafchegan area.
در شکل 6-A، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت نمایش داده شده است. دایکهای منطقة سلفچگان الگوهایی به نمایش میگذارند که از نظر شکل و شیب الگوها همسانی بسیاری به همدیگر دارند. ازاینرو، گمان میرود نمونهها با یکدیگر ارتباط زایشی دارند و یا چهبسا همخاستگاه باشند. در این نمونهها، همة عنصرهای خاکی کمیاب نسبت به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) غنیشدگی دارند؛ به گونهای که میانگین LREE آنها نزدیک به 52 برابر، MREE نزدیک به 16 برابر و HREE نزدیک به 14 برابر نسبت به کندریت غنیشده است. از سوی دیگر، غنیشدگی نسبی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب میانه (MREE) و عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) وجود دارد که از روی نسبتهای (La/Sm)N و (La/Yb)N بهترتیب نزدیک به 7/6- 9/2 و 10- 3/4 شناخته میشود. همچنین، نسبت (Sm/Yb)N از 8/0 تا 9/1 تغییر میکند که نشان میدهد شکل الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب در بخش MREE-HREE هموار تا بسیار کمشیب است و به عبارتی تهیشدگی نسبی HREE چندان محسوس نیست. نبود تهیشدگی HREE با نبود گارنت برجایمانده در خاستگاه گوشتهای سازگاری دارد (Chung et al., 2009; Kamei et al., 2009; Goss et al., 2010; Zhang et al., 2017). آنومالی منفی Eu از دیگر ویژگیهایی است که الگوها نشان میدهند و با نسبت Eu/Eu* از 65/0 تا 1 شناخته میشود و نشاندهندة اثرگذاری تبلوربخشی پلاژیوکلاز بر ترکیب مذاب است (Rollinson, 1993; Tilhac et al., 2023).
شکل 6- A) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989). افزونبر دایکهای منطقة سلفچگان، ترکیب بازالت جزایر اقیانوسی یا OIB (Sun and McDonough, 1989) نیز نمایش داده شده است. منبع دیگر دادهها همانند شکل 4 است.
Figure 6. A) Chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns (Normalization data from Sun and McDonough, 1989). B) Primitive mantle-normalized multi-element diagrams (Normalization data from Sun and McDonough, 1989). In addition to the Selafchegan dykes, the composition of ocean island basalt (OIB) (Normalization data from Sun and McDonough, 1989) is also shown. The references for the other data are the same as in Figure 4.
در شکل 6-B، نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه نمایش داده شده است. در نمونههای بررسیشده، غنیشدگی از عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ (LILE) مانند Rb، K، Ba و Sr و تهیشدگی از عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) مانند Nb، Ta، Ti، Zr و Hf دیده میشود. در این نمونهها، بهطور کلی تمرکز عنصرهای HFS از 10 برابر کمتر است و تمرکز عنصرهای LIL از 50 تا 100 برابر نسبت به ترکیب گوشتة اولیه تغییر میکنند. ازاینرو، غنیشدگی LILE/HFSE از ویژگیهای آشکار نمونههای منطقه است؛ بهگونهایکه در نمودارهای چندعنصری آنومالی منفیِ عنصرهای Nb و Ta و تا اندازهای Ti بهخوبی دیده میشود. همانگونهکه در ادامه به آن پرداخته خواهد شد این ویژگی در نمودارهای چندعنصری از ویژگیهای مهم مذابهای مرتبط با پهنههای فرورانشی است.
بحث
الگوسازی فرایند تبلوربخشی
عوامل گوناگونی مانند تبلوربخشی، هضم، آلایش و اختلاط ماگمایی به تغییر در ترکیب شیمیایی مذاب میانجامند. در میان این فرایندها، تبلوربخشی از اصلیترین و مهمترین فرایندها بهشمار میروند. دربارة الگوسازی زمینشیمیایی سنگهای آذرین و روابط و پارامترهای لازم برای آن تا کنون بسیاری بحث شده است (Rollinson, 1993; Albarède, 1996; Herzberg and Asimow, 2008; Kimura et al., 2009; Ersoy and Helvacı, 2010; Ersoy, 2013; Herzberg and Asimow, 2015; Gündüz and Asan, 2021). با توجه به آنچه پیشتر در نمودارهای هارکر گفته شد (شکل 5)، گمان میرود تنوع زمینشیمیایی نمونههای منطقه با فرایند تبلوربخشی بسیار سازگاری دارد. ازاینرو، در اینجا به الگوسازی تئوریک تبلوربخشی پرداخته شده است. تبلوربخشی ماگماها میتواند به دو صورت تبلور تعادلی[6] و یا تبلوربخشی[7] روی دهد. در تبلور تعادلی فازهای جامد در هنگام تبلور در مذاب بهجای میماند و با فاز مذاب در تعادل شیمیایی است. در این حالت، ترکیب مذاب و بلورها بهطور مداوم با هم در حال تعامل و تبادل شیمیایی هستند. در تبلوربخشی بلورهای پدیدآمده پیش از رسیدن به تعادل از مذاب جدا میشوند و از اینرو، تعادل شیمیایی میان مذاب و بلورها پابرجا نمیماند. در اینجا با توجه به همخوانی خروجی الگوسازی، از الگوسازی تبلوربخشی یا تبلور ریلی[8] بهره گرفته شده است و همانگونه که در شکل 7 دیده میشود، مذابِ الگو همخوانی خوبی با نمونههای بررسیشده دارد. برای الگوسازی نیاز است یکی از نمونهها مذاب مادر دانسته شود. در اینباره، نمونة با بیشترین مقدار عنصرهای سازگار (مانند MgO یا Mg#) که کمترین سطح تمرکز عنصرهای ناسازگار را دارد را میتوان در میان دیگر نمونهها بهعنوان مذاب مادر دانست. در نمونههای بررسیشده، نمونة TT22 از این ویژگی برخوردار است و تمرکز عنصر در آن بهعنوان (C0) در نظر گرفته شده است. رابطة بهکاررفته در الگوسازی بهصورت زیر است (Rollinson, 1993):
Cl = C0F(D-1)
در این رابطه، Cl تمرکز عنصر در مذاب بجامانده (مذاب دختر)، C0 تمرکز عنصر در مذاب آغازین (مذاب مادر)، F نسبت مذاب بجامانده هنگام تبلوربخشی و D ضریب توزیع کلی[9] عنصر مربوطه است. افزونبر این، برای ضریبهای توزیع بهکاررفته برای کانیهای گوناگون مانند، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، الیوین، آمفیبول و ماگنتیت از منابع گوناگون بهره گرفته شده است (Fujimaki et al., 1984; McKenzie and O'Nions, 1991; LaTourrette et al., 1995; Foley et al., 1996). نکته مهم دیگر گزینش نوع کانیهای تفریقشونده است که بر پایة درشتبلورهای در سنگ میتوان حدس زد و بررسی کرد. با توجه به حضور درشتبلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول در نمونهها، این کانیها بهعنوان فازهای اصلی تفریقشونده برگزیده شدند. بر پایة الگوسازی انجامشده در برنامه اکسل (شکل 7- A)، با فرض اینکه نمونة TT22 مذاب مادر دانسته شود اگر دچارِ نزدیک به 80 درصد تبلوربخشی با ترکیب و نسبت کانیشناسی 50% cpx + 30% pl+ 10% amph + 10% ol شده باشد میتواند مذاب الگویی تولید کند که از نظر شیمیایی شباهت چشمگیری به نمونة TA25 دارد. در شکل 7-B الگوسازی دیگری آورده شده است که در آن مذاب مادری مانند نمونة TT22 دچارِ نزدیک به 80 درصد تبلوربخشی با ترکیب و نسبت کانیشناسی 50% cpx + 30% pl+ 10% amph + 10% mt شده است و مذاب الگوی پدیدآمده با نمونة TT4 شباهت شیمیایی بسیاری دارد. در الگوسازی دیگر (شکل 7-C) درصد تبلوربخشی 50 درصد است و در واقع مذاب الگو، مذاب بجاماندهای با حجم 50% است. در این باره نیز ترکیب و نسبت کانیشناسی بهصورت 50% cpx + 30% pl+ 10% amph + 10% ol تعریف شده است و مذاب الگوی حاصل شباهت بسیاری با نمونة TT6 دارد. در برخی نمونهها نیز که غنیشدگی عنصرهای ناسازگار آنها چندان نسبت به مذاب مادر بالاتر نیست (مانند نمونة TT15) قاعدتاً درصد تبلوربخشی کمتری لازم است. برای نمونه، در شکل 7-D، مذاب الگوی تولیدشده با تبلوربخشی 20 درصد (حجم مذاب بجامانده 80 درصد) شباهت بسیاری به نمونة TT15 دارد. ازاینرو، با توجه به این الگوسازی، میتوان از طریق تبلوربخشی، میان نمونههای مختلف رابطة زایشی معنادار و پذیرفتنی پیدا کرد؛ بهگونهایکه بتوان با درصدهای متفاوت تبلوربخشی با ترکیب کانیشناسی مختلف از مذاب مادری مانند یکی از نمونهها (TT22) نمونههای دیگر را پدید آورد.
شکل 7- A تا D) الگوسازی تئوریک تبلوربخشی با فرض اینکه ترکیب نمونة TT2 مذاب مادر باشد. در هر کدام از شکلهای A تا D، درصد تبلوربخشی و درصد و نوع کانیهای تفریقشونده آورده شده است. توضیحات تکمیلی در متن آمده است.
Figure 7. A to D) Fractional crystallization modeling assuming that the composition of sample TT2 is the parent melt. Each panel (A–D) displays the percentage of fractional crystallization, along with the proportion and type of fractionating minerals. Further details are provided in the text.
نتایج الگوسازی همچنین، نشان میدهد تغییرات در ترکیب کانیهای تفریقشونده میتواند تأثیر چشمگیری بر روند تحول مذاب داشته باشد. برای نمونه، افزایش سهم کلینوپیروکسن در ترکیب کانیشناسی میتواند کاهش سریعتر غلظت عنصرهای سازگار مانند Mg و Fe در مذاب بجامانده را به دنبال داشته باشد. از سوی دیگر، حضور آمفیبول بهعلت ظرفیت بالای آن در جذب عنصرهای ناسازگار مانند K و Rb، میتواند باعث غنیشدگی متفاوتی در مذاب دختر شود. این موضوع بهخوبی در نمونههای الگوشده مشهود است، بهگونهایکه تغییر نسبت کانیها در الگوهای مختلف به تولید مذابهایی با ویژگیهای زمینشیمیایی متمایز انجامیده است. افزونبر این، پارامترهایی مانند فشار و فوگاسیتة اکسیژن نیز میتوانند بر ضریب توزیع عنصرها (D) تأثیر بگذارند (Klein et al., 1997; Adam and Green, 2003; Tiepolo et al., 2007) و در نتیجه، روند تبلوربخشی را تحتتأثیر قرار دهند. برای نمونه، در شرایط اکسیدان، گرایش آهن به حضور در فازهای اکسیدی مانند مگنتیت افزایش مییابد، که این امر میتواند باعث تفریق انتخابی این عنصر و تغییر مسیر تحول مذاب شود. در نهایت، با توجه به نتایج بهدستآمده از الگوسازی، میتوان چنین استنباط کرد که تبلوربخشی میتواند نقش کلیدی در تنوع زمینشیمیایی نمونههای بررسیشده داشته باشد. با اینحال گمان میرود بهعلت در دسترسنبودن دادههای ایزوتوپی، دستیابی به درک ژرفتری از فرایندهای ماگمایی منطقه نیازمند بررسی دیگر عوامل احتمالی مانند آمیختگی ماگمایی یا آلایش پوستهای است.
خاستگاه مذاب
زمینشیمی عنصرهای کمیاب میتواند برای تمایز میان خاستگاه مذابهای جداشده از گوشتة سنگکرهای و گوشتة سستکرهای بسیار کارامد باشد. بهطور کلی گوشتة سنگکرهای بهعلت تحمل فرایند ذوب بخشی طولانی مدت معمولاً دیرگدازتر است و از سوی دیگر، بهعلت اثرگذاری فرایندهای دگرسانی فراوان، از دیدگاه شیمیایی ناهمگنتر است؛ اما گوشتة سستکرهای کمابیش بارورتر یا غنیشدهتر از عنصرهای ناسازگار است و همچنین، در مقایسه با گوشتة سنگکرهای همگنتر است. اگرچه فرایندهایی که باعث تغییرات فراوانی عنصرهای کمیاب در گوشتة سنگکرهای میشوند بهخوبی شناخته نشدهاند، اما بهطور کلی به یک سیال یا فاز مذاب سیلیکاته غنی از مواد فرار (H2O, CO2) نسبت داده میشوند (Rudnick et al., 1993; Griffin et al., 2009). یکی از شواهد زمینشیمیایی نشاندهندة ردپای غنیشدگی توسط سیال در خاستگاه گوشتهای مذاب، غنیشدگی عنصرهای متحرک LIL (مانند K و Rb) نسبت به عنصرهای نامتحرک HFS (مانند Zr، Ta و Nb) است که در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده دیده و درک میشود (McCulloch and Gamble, 1991; Hawkesworth et al., 1993; Foley et al., 2000; Elliott, 2003; Tatsumi, 2005; Hermann and Rubatto, 2009). در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده نسبت به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 6-B)، دایکهای بررسیشده (ماگماتیسم نئوژن) همراه با سنگهای آتشفشانی مناطق کهک و ساوه (ماگماتیسم ائوسن) در عنصرهای HFS (مانند Nb، Ta و Ti) آنومالی منفی و همزمان در عنصرهای LIL (مانند Rb، Ba، K و Sr) آنومالی مثبت نشان میدهند؛ اما سنگهای آتشفشانی رزن (ماگماتیسم الیگو-میوسن) چنین سرشتهایی نشان نمیدهند و تهیشدگی نسبی عنصرهای HFS در آنها دیده نمیشود. افزونبر این، ماگماتیسم ائوسن و نئوژن سرشت کالکآلکالن و ماگماتیسم الیگو-میوسن سرشت آلکالن دارند (شکل 4). از اینرو، ماگماتیسم ائوسن و نئوژن کمان ارومیه- دختر، سرشتهای زمینشیمیایی مشابه با ماگماتیسم کمانی یا پهنههای فرورانش نشان میدهند و گمان میرود خاستگاه گوشتهای آنها تحتتأثیر مواد فرورانشی قرار گرفته باشد که از ورقة فرورانشی نئوتتیس آزاد شده است. این سیالات معمولاً حاوی مقادیر چشمگیری از عنصرهای متحرک (مانند عنصرهای LIL) هستند؛ اما عنصرهای HFS بهعلت حلالیت کم در سیال، کمتر انتقال مییابند. این امر به پیدایش الگوی غنیشدگی LIL و تهیشدگی HFS میانجامد. برعکس، دربارة ماگماتیسم الیگو-میوسن (رزن) که چنین ویژگیهایی ندارند و الگوهای آنها به مذابهای OIB شباهت بسیاری دارد (شکل 6-B)، اثرات فرایندهای فرورانشی در خاستگاه مذاب چندان آشکار نیست و احتمالاً از یک منبع گوشتهایِ کمتر دگرسانشده و غنیشده از عنصرهای ناسازگار (مانند Nb و La) جدایش یافتهاند. تغییرات نسبت Ta/Yb در برابر Th/Yb (شکل 8) تمایز خاستگاه گوشتهای ماگماتیسم الیگو-میوسن (منطقة رزن) و ماگماتیسم ائوسن و نئوژن (مناطق ساوه و سلفچگان) کمان ماگمایی ارومیه- دختر را آشکار کند بهگونهایکه ماگماتیسم الیگو-میوسن از یک خاستگاه گوشتهای همانند خاستگاه OIB که چندان تحتتأثیر فرایندهای فرورانشی نبوده است، سرچشمه گرفته است؛ اما ماگماتیسم ائوسن و نئوژن از یک خاستگاه گوشتهای خاستگاه گرفته که بهروشنی دچار سیالات پهنة فرورانش بوده است.
این تفاوتهای زمینشیمیایی میتواند با تغییرات خاستگاه مذاب از گوشتة سنگکرهای به گوشتة سستکرهای تفسیر شود. اگرچه در این پژوهش به دادههای ایزوتوپی پرداخته نشده است، اما نسبتهای عنصرهای کمیاب مانند Nb/La و Nb/U میتوانند نشانگرهایی باشند که برای بررسی تفاوتهای خاستگاه گوشتهای مذاب بهکار برده شوند. در اینباره، نسبت Nb/La از فاکتورهایی زمینشیمیایی مهم برای تمایز خاستگاه گوشتة سنگکرهای و سستکرهای است؛ بدینگونهکه نسبت بالای Nb/La (>1) نشاندهندة گوشتة سستکرهای یا خاستگاه گوشتهای همانندِ خاستگاه OIB است که چندان تحتتأثیر مواد فرورانشی نبوده است؛ اما نسبت کم Nb/La (<5/0)، به خاستگاه گوشتهای سنگکرهای ارتباط دارد که کم و بیش در اثر سیالات و مذابهای فرورانشی دگرسان شده و غنیشدگی پیدا کرده است (Smith et al., 1999; Çoban et al., 2012). در شکل 9-A، سنگهای آتشفشانی ائوسن (کهک و ساوه) و نئوژن (سلفچگان) با نسبت Nb/La کمتر از 5/0 در محدوده گوشتة سنگکرهای و سنگهای آتشفشانی الیگو-میوسن (رزن) با نسبت Nb/La بیش از 1 در محدودة گوشتة سستکرهای جای گرفتهاند. در شکل 9-B، که نسبت Nb/La به Ba/Nb رسم شده است نیز نمونههای الیگو-میوسن به سمت گوشتة سستکرهای خاستگاه OIB گرایش دارند؛ اما همة نمونههای ائوسن و نئوژن در قلمرویی متفاوت به سمت خاستگاه سنگکرهای جای گرفتهاند. نسبت Nb/U نیز در دو گروه از نمونههای یادشده متفاوت است (شکل 9-C)؛ بهگونهای نمونههای الیگو-میوسن با نسبت بالاتر Nb/U به ترکیب گوشتة سستکرهای گرایش دارند. این تفاوتها میتواند پیامد تغییر در دینامیک و وضعیت دما-فشاری گوشته در طول زمان باشد؛ بهگونهایکه در زمانهای ائوسن و نئوژن، در پهنة فرافرورانشی نئوتتیس وضعیتی حاکم بوده است که گوشتة سنگکرهای را در برابر ذوببخشی قرار داده است؛ اما در زمان الیگو-میوسن، گوشتة سستکرهای خاستگاه ماگماتیسم منطقه بوده است.
شکل 8. نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983) (نماد نمونهها همانند شکل 4).
Figure 8. Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1983) ( Symbols as in Figure 4).
تفسیر ژئودینامیکی
تغییر در ترکیب مذاب از نوع کالکآلکالن در ائوسن به آلکالن در الیگو-میوسن و بازگشت دوباره به کالکآلکالن در نئوژن در کمان ماگمایی ارومیه-دختر چهبسا نشاندهندة تغییرات در دینامیک فرورانش، تعاملات پوستهای و رژیم زمینساختی است. میتوان چنین پیشنهاد کرد که ماگماتیسم کالکآلکالن ائوسن بیشتر پیامد فرایندهای کمان ماگمایی در یک پهنة فرورانش فعال بوده است که در پی فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر حاشیة خردقاره ایران مرکزی روی داده است. در چنین جایگاههای زمینساختی مذابهای کالکآلکالن معمولاً پیامد ذوب سنگکرهای گوه گوشتهای آبدار (دگرسان) متأثر از سیالات پوستة فرورونده هستند. ماگماتیسم ائوسن کمان ارومیه- دختر با ماگماتیسم کششی در بالای پهنة فرورانش سازگاری دارد که در پی آن در اثر بهعقببرگشتن ورقة فرورونده، بالاآمدگی سستکره باعث انتقال گرما به سنگکرة گوشتهای میشود و در نتیجه ذوببخشی آن، ماگماتیسم گستردهای در کمان ارومیه-دختر و فراتر از آن در دیگر بخشهای ایران مرکزی و البرز جنوبی روی میدهد (Verdel, 2009; Verdel et al., 2011; Delavari and Damghani, 2022).
شکل 9. A) نمودار نسبت La/Yb در برابر نسبت Nb/La (Smith et al., 1999; Çoban et al., 2012)؛ B) نمودار نسبت Ba/Nb در برابر نسبت Nb/La؛ C) نمودار نسبت Ba/Nb در برابر نسبت Nb/U (نماد نمونهها همانند شکل 4).
Figure 9. A) La/Yb versus Nb/La diagram (Smith et al., 1999; Çoban et al., 2012); B) Ba/Nb versus Nb/La diagram; C) Ba/Nb versus Nb/U diagram (Symbols as in Figure 4).
غنیشدگی LILE نسبت به HFSE (مانند غنیشدگی نسبی از Rb، Sr و Ba و تهیشدگی از Nb، Ta و Ti) از ویژگیهای ماگماتیسم ائوسن است و نشاندهندة ذوببخشی گوشتة سنگکرهای متأثر از سیالات پهنة فرورانشی است (شکل 6-B). قاعدتاً این مذابها در مسیر رسیدن تا سطح زمین کم و بیش دچار تبلوربخشی و آلایش پوستهای شدهاند و ازاینرو، ترکیبات تحولیافتهای از سمت مذابهای مافیک به سمت حد واسط و اسیدی پدید آوردهاند. در زمان الیگو-میوسن ماگماتیسم سرشت آلکالن پیدا کرده است. چنین رخدادی میتواند با جایگاه کششی پسابرخوردی یا مراحل آغازین برخورد در ارتباط باشد که در پی آن فرایندهایی مانند گسیختگی یا به عقببرگشتن ورقة فرورونده به بالاآمدن سستکره و ذوببخشی آن انجامیده باشد. چنین ماگماتیسمی ویژگی مشابه بازالت جزیرههای اقیانوسی (OIB) یا محیط درونصفحهای دارد و در آن اثرات سیالات فرورانشی کمرنگ یا غایب است و در نمودارهای چندعنصری، تهیشدگی نسبی عنصرهای HFS مانند Nb و Ta دیده نمیشود. در زمان نئوژن دوباره ماگماتیسم سرشت کالکآلکالن پیدا کرده است و خاستگاه آن به ذوببخشی سنگکرة گوشتهای تغییر پیدا کرده است. چنین ماگماتیسمی که به احتمال بسیار در وضعیت ژئودینامیکی پسابرخوردی تولید شده است در ادامه نزدیکشدن صفحة عربی و فشار آن به حاشیة جنوبی اوراسیا باعث ضخیمشدگی سنگکرهای میشود و میتواند در اثر سیالات آزادشده از ورقة فرورونده گسیختهشده دچار ذوببخشی شود و مذابهای کالکآلکالنی با ویژگیهای مشابه با ماگماتیسم کمانی پدید آورد. گمان میرود گسلهای منطقه، نقش کلیدی در کنترل و آرایش هندسی دایکها داشتهاند. این گسلها بهعنوان مسیرهای انتقال ماگما رفتار میکنند و فعالیتهای ماگمایی را در راستای خود متمرکز کردهاند. روند بیشتر دایکهای منطقه (شمالباختری-جنوبخاوری) نیز همخوانی کاملی با جهتگیری این گسلها دارد (شکل 2). این روند غالب که هم راستا با روند کلی کمان ماگمایی ارومیه- دختر است به احتمال بسیار با زمینساخت کششی فرافرورانشی نئوتتیس در یک مقیاس ناحیهای در دوره زمانی ائوسن تا نئوژن در ارتباط بوده است.
برداشت
دایکهای منطقة سلفچگان از دیدگاه ترکیب شیمیایی در محدودة مافیک تا حد واسط جای دارند. بر پایة زمینشیمی عنصرهای اصلی و کمیاب، این سنگها سرشت سابآلکالن (کالکآلکالن) دارند و خاستگاه گوشتهای آنها دچار فرایندهای فرورانشی شده است. بررسی ماگماتیسم کمان ماگمایی ارومیه- دختر در یک مقیاس ناحیهای نشان میدهد ماگماتیسم ائوسن و نئوژن ویژگیهای ماگماتیسم کمانی دارد و خاستگاه گوشتة سنگکرهای دگرسانشده داشتهاند؛ اما ماگماتیسم الیگو-میوسن سرشت آلکالن دارد و از گوشتة سستکرهای خاستگاه گرفته است. این دادههای زمینشیمیایی نشان میدهد ماگماتیسم کمان ماگمایی ارومیه-دختر دچار تحولات زمینساختی مرتبط با فرورانش و مرحله پسابرخورد دچار تغییر و تحول شده است. در ائوسن، فعالیتهای ماگمایی تحتتأثیر ذوب سنگکرهای متأثر از سیالات فرورانشی و در یک وضعیت زمینساخت کششی روی داده است؛ اما در الیگو-میوسن ماگماتیسم آلکالن پیامد بالاآمدگی گوشتة سستکرهای بوده است. در نئوژن، بازگشت ماگماتیسم کالکآلکالن میتواند پیامد ضخیمشدگی سنگکرهای و ذوب دوبارة گوشته دگرسانشده باشد. روند بیشتر دایکهای منطقة سلفچگان-تفرش که همراستا با روند کلی کمان ماگمایی ارومیه- دختر است به احتمال بسیار با تکتونیسم کششی فرافرورانشی نئوتتیس در دوره زمانی ائوسن تا نئوژن در ارتباط بوده است.
[1] Loss on Ignation
[2] Microwave Digest
[3] Reference Material
[4] Certificated Reference Material
[5] ppm
[6] equilibrium crystallization
[7] fractional crystallization
[8] Rayleigh fractionation
[9] Bulk partition coefficient
)