پتروگرافی و شیمی‌کانی سنگ‌‌های آتشفشانی جنوب‌غرب جندق (شمال‌شرق اصفهان)

محمودآبادی, لیلا; طباطبایی‌منش, سید محسن; ترابی, قدرت

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,705
تعداد مقالات	13,970
تعداد مشاهده مقاله	33,519,844
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,279,168

پتروگرافی و شیمی‌کانی سنگ‌‌های آتشفشانی جنوب‌غرب جندق (شمال‌شرق اصفهان)

پترولوژی

مقاله 7، دوره 3، شماره 10، آذر 1391، صفحه 95-107 اصل مقاله (1.07 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

لیلا محمودآبادی؛ سید محسن طباطبایی‌منش^* ؛ قدرت ترابی

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

سنگ‌‌های آتشفشانی ائوسن در جنوب‌غرب جندق و در محل گسل درونه گستره وسیعی را پوشش می‌دهند. این سنگ‌‌ها عمدتاً شامل بازالت، آندزیت، آندزیت کوارتزدار، داسیت و لاتیت با بافت‌‌های پورفیری، میکرولیتی پورفیری و هیالوپورفیری را هستند. پلاژیوکلاز، آمفیبول، کلینوپیروکسن، کوارتز و آلکالی‌فلدسپار از سازنده‌های اصلی و کانی‌های اوپاک و بیوتیت سازنده‌های فرعی هستند. سریسیت، کائولینیت، کلسیت و کلریت کانی‌های ثانویه این سنگ‌‌ها را تشکیل می‌دهند.بر اساس داده‌های ژئوشیمی ‌کانی‌ها، ترکیب پلاژیوکلاز‌ها آندزین تا لابرادوریت؛ کلینوپیروکسن‌ها، دیوپسید تا اوژیت؛ و آمفیبول‌ها مگنزیو‌هاستینگزیت است. در برخی از فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، منطقه‌بندی نوسانی مشاهده شد. با توجه به ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها این سنگ‌‌ها روند ساب‌آلکالن از خود نشان داده و نمودار‌های زمین‌ساختی، محیط کمان‌های آتشفشانی را برای آن‌ها پیشنهاد می‌نماید. دمای تشکیل این سنگ‌‌ها بر مبنای دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز در فشار‌های
1 تا 10 کیلوبار برابر با 858-945 درجه‌سانتیگراد است. دماسنجی کلینوپیروکسن‌های منطقه برای فشار‌های 1 تا 10 کیلوبار دمایی برابر با 941-959 درجه‌سانتیگراد را ارائه می‌دهد. فشارسنجی کلینوپیروکسن‌ها نیز گویای شکل‌گیری آن‌ها در فشار‌های مختلف و در اعماق متفاوت و در حین صعود است. بالا بودن میزان آب موجود در محیط تبلور پیروکسن‌ها و همچنین نمودار تغییرات Al^IV+Na در برابر Al^VI+2Ti+Cr بیانگر فوگاسیته بالای اکسیژن در محیط تشکیل آن‌هاست. رخداد دگرسانی گرمابی در بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی به‌خوبی آشکار است.

کلیدواژه‌ها

آتشفشانی ائوسن؛ کمان‌های آتشفشانی؛ ساب‌آلکالن؛ گسل درونه؛ جندق

اصل مقاله

مقدمه

فعالیت‌های بزرگ آتشفشانی دوران سوم در تمام ایران به‌جز زاگرس و کپه داغ مشهود است (نبوی، 1355؛ درویش‌زاده، 1383) که پهنه ایران مرکزی از این مطلب مستثنی نیست (نبوی، 1355؛ معین‌وزیری، 1375؛ امامی،‌ 1376؛ درویش‌زاده، 1383) و در دشت کویر فعالیت‌های آتشفشانی ائوسن قابل توجه بوده و گسترش قابل ملاحظه‌ای دارد (معین‌وزیری، 1375). سازنده‌های ائوسن، به‌طور عمده شامل آندزیت و توف هستند که به دنبال حرکات کرتاسه پایانی در آب‌های کم‌ژرفا تشکیل شده (معین‌وزیری، 1375) و با یک دگرشیبی بر روی رسوبات ائوسن زیرین و آهک‌های کرتاسه قرار گرفته‌اند (نبوی، 1355؛ امامی،‌ 1376؛ درویش‌زاده، 1383). سنگ‌‌های آتشفشانی مورد بررسی در جنوب‌غرب جندق (شمال‌شرق اصفهان) با مختصات جغرافیایی طول ¢15 °54 تا ¢30 °54 شرقی و عرض ¢30 °33 تا ¢51 °33 شمالی واقع شده اند. رخنمون اصلی این سنگ‌‌ها در کوه گودار سیاه و در مجاورت گسل درونه قرار داشته و جزو پهنه زمین‌ساختی ایران مرکزی است (شکل 1) (معین‌وزیری، 1375). در نقشه زمین‌شناسی منطقه، سنگ‌‌های آتشفشانی مورد نظر با ترکیب سنگ‌شناسی آندزیت، داسیت و به سن ائوسن معرفی شده‌اند (شکل 2).

تحقیقات دانشمندان روسی در پروژه تکنواکسپورت، ترکیب سنگ‌‌های آتشفشانی جندق- خور را بازالت‌های ملانوکرات تا آندزیت تعیین می‌نماید (Susov et al., 1974). سنگ‌های آتشفشانی یاد شده دارای انکلاو‌های تیره و روشن بوده و آثار اختلاط و آلایش در نمونه‌های دستی و نیز میکروسکوپی به‌وضوح مشاهده می‌شود. در این نوشتار، پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ کانی‌های موجود در سنگ‌‌های آتشفشانی ائوسن در منطقه جنوب‌غرب جندق بررسی می‌شود.

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری صحرایی و تهیه مقاطع نازک، پتروگرافی سنگ‌‌ها توسط میکروسکوپ پلاریزان المپوس مدل BH2 انجام شد. آنالیز نقطه‌ای کانی‌ها با استفاده از دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب Cameca SX-100 با ولتاژ kV20 و شدت جریان 15nA در دانشگاه ‌هانور آلمان انجام شد (جدول‌های 1 و 2). در محاسبه مقدار Fe³⁺ جهت دسترسی به فرمول ساختاری کانی‌ها نیز از استوکیومتری کانی‌ها و روش‌های ارائه شده توسط Droop (1987) استفاده شد. در این نوشتار، فرمول ساختمانی کلینوپیروکسن بر اساس 6 اکسیژن، پلاژیوکلاز 8 اکسیژن و آمفیبول 23 اکسیژن محاسبه شده است.

شکل 1- نقشه تقسیمات زمین‌شناسی ایران و جایگاه منطقه مورد مطالعه در آن (Ghasemi and Talbot, 2006)

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی منطقه در جنوب‌غرب جندق (نقشه زمین‌شناسی خور، 1984)

جدول 1- نتایج آنالیز نقطه‌ای کلینوپیروکسن و آمفیبول‌های منطقه (بر حسب درصد وزنی) به همراه محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها

Sample	62/1	63/1	64/1	65/1	66/1	67/1	76/1	77/1	78/1	Av.Cpx	57/1	58/1	59/1	Av. Amph
Mineral	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx		Amph	Amph	Amph
SiO₂	51.72	51.91	51.82	52.74	51.76	51.7	52.17	52.66	52.26	52.08	41.91	42.03	42.29	42.08
TiO₂	0.19	0.44	0.41	0.31	0.28	0.3	0.4	0.42	0.36	0.35	2.49	2.35	2.42	2.42
Al₂O₃	2.04	3.11	2.92	2.58	2.61	2.8	2.73	3.07	2.94	2.76	12.37	12.41	12.31	12.36
Cr₂O₃	0	0.05	0	0.05	0	0.05	0.04	0	0	0.02	0.01	0.01	0.04	0.02
FeO^*	9.97	6.51	6.43	5.99	8.23	8.28	6.94	6.31	6.11	7.2	10.18	9.8	9.7	29.68
MnO	0.41	0.21	0.19	0.14	0.32	0.36	0.21	0.19	0.23	0.25	0.14	0.12	0.11	0.12
MgO	14.4	15.43	15.54	16.62	14.92	14.8	16.09	16.32	16.54	15.63	14.87	15.53	15.29	15.23
CaO	20.7	22.14	21.89	21.81	20.71	20.71	21.11	20.98	21.01	21.23	11.51	11.36	11.47	11.45
Na₂O	0.48	0.43	0.38	0.48	0.62	0.58	0.6	0.7	0.56	0.54	2.3	2.34	2.26	2.3
K₂O	0.01	0.01	0.01	0	0.01	0.01	0	0.01	0.01	0.01	1.25	1.2	1.27	1.24
Total	99.92	100.24	99.59	100.72	99.46	99.59	100.29	100.66	100.02	100.05	97.02	97.14	97.12	97.09
O#	6	6	6	6	6	6	6	6	6	6	23	23	23	23
Si	1.92	1.9	1.91	1.91	1.92	1.92	1.91	1.91	1.91	1.91	6.11	6.08	6.13	6.11
Ti	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.27	0.26	0.26	0.26
Al^IV	0.08	0.1	0.09	0.09	0.08	0.08	0.09	0.09	0.09	0.09	1.89	1.92	1.87	1.89
Al^VI	0.01	0.04	0.04	0.02	0.03	0.04	0.02	0.04	0.03	0.03	0.24	0.19	0.24	0.22
Cr	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0.01	0
Fe⁺²	0.22	0.13	0.14	0.1	0.18	0.19	0.12	0.12	0.11	0.15	0.61	0.37	0.51	0.5
Fe⁺³	0.09	0.07	0.06	0.08	0.08	0.07	0.09	0.07	0.08	0.07	0.63	0.82	0.66	0.7
Mn	0.01	0.01	0.01	0	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.02	0.01	0.02
Mg	0.8	0.84	0.85	0.9	0.83	0.82	0.88	0.88	0.9	0.86	3.23	3.35	3.31	3.3
Ca	0.83	0.87	0.87	0.85	0.82	0.82	0.83	0.82	0.82	0.84	1.8	1.76	1.78	1.78
Na	0.04	0.03	0.03	0.03	0.05	0.04	0.04	0.05	0.04	0.04	0.65	0.66	0.64	0.65
K	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0.23	0.22	0.24	0.23
Sum_cat	4	4	4	4	4	4	4	4	4	4	15.68	15.64	15.65	15.66

جدول 2- نتایج آنالیز نقطه‌ای فلدسپات‌های منطقه (بر حسب درصد وزنی) به همراه محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها

Sample	54.1	55.1	56.1	60.1	68.1	69.1	70.1	71.1	72.1	73.1	74.1	75.1	Av.Feld
Mineral	Fld	Fld	Fld	Fld	Fld	Fld	Fld	Fld	Fld	Fld	Fld	Fld
SiO₂	55.73	53.7	55.03	52.82	57.59	57.55	58.31	59.31	55.82	55.93	56.65	57.08	56.29
TiO₂	0.03	0.02	0.02	0.33	0	0.01	0.03	0.02	0.01	0.02	0.03	0.02	0.04
Al₂O₃	27.32	28.49	27.79	25.06	26.26	26.35	25.92	25.3	27.42	27.34	26.55	26.56	26.69
Cr₂O₃	0.02	0	0.01	0	0.03	0	0	0	0.02	0.07	0.02	0	0.01
FeO^*	0.49	0.64	0.47	3.82	0.37	0.32	0.27	0.34	0.48	0.46	0.55	0.5	0.72
MnO	0	0.03	0.02	0.02	0.02	0	0.08	0.02	0.03	0.01	0.03	0	0.02
MgO	0.03	0.02	0.01	1.47	0.02	0.01	0.02	0.01	0.01	0.02	0	0.06	0.14
CaO	9.4	11.1	10.29	9.77	8.32	8.33	7.66	7.26	9.48	9.52	8.8	8.27	9.01
Na₂O	5.32	4.82	5.46	5.05	6.14	6.05	6.48	6.65	5.38	5.69	5.81	6.12	5.74
K₂O	0.69	0.48	0.35	0.5	0.85	0.79	0.99	1.06	0.67	0.71	0.81	0.79	0.72
Total	99.03	99.3	99.45	98.84	99.6	99.41	99.76	99.97	99.32	99.77	99.25	99.4	99.42

Si	2.53	2.45	2.5	2.46	2.6	2.6	2.62	2.66	2.53	2.53	2.57	2.58	2.55
Al	1.46	1.53	1.49	1.38	1.4	1.4	1.37	1.34	1.47	1.46	1.42	1.41	1.43
Ti	0	0	0	0.01	0	0	0	0	0	0	0	0	0
Fe⁺³	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0
Fe⁺²	0.02	0.02	0.02	0.15	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02
Mn	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0
Mg	0	0	0	0.1	0	0	0	0	0	0	0	0	0
Ca	0.46	0.54	0.5	0.49	0.4	0.4	0.37	0.35	0.46	0.46	0.43	0.4	0.46
Na	0.47	0.43	0.48	0.46	0.54	0.53	0.57	0.58	0.47	0.5	0.51	0.54	0.5
K	0.04	0.03	0.02	0.03	0.05	0.05	0.06	0.06	0.04	0.04	0.05	0.05	0.04
Cations	4.99	5.01	5.01	5.08	5	4.99	5	5	4.99	5.01	5	5	5

پتروگرافی و شیمی‌کانی

پتروگرافی

سنگ‌‌های منطقه مورد بررسی شامل بازالت، آندزیت، آندزیت کوارتزدار، داسیت و لاتیت هستند که بافت‌‌های پورفیری، میکرولیتی پورفیری و هیالوپورفیری از بافت‌‌های غالب مشاهده شده هستند.

بازالت‌ها در نمونه‌دستی، رنگی خاکستری تا سیاه داشته و همچنین با وجود فنوکریست‌های روشن پلاژیوکلاز در زمینه‌ای تیره و یکنواخت کاملاً مشخص هستند. بیشتر کلینوپیروکسن‌ها کلریتی شده‌اند (شکل 3- C). پلاژیوکلاز‌های بازیک، فراوان‌ترین کانی بازالت‌ها بوده و گاهی دارای حاشیه‌های غباری (شکل 3- A) و بافت‌‌های غربالی (شکل 3- K) بوده و یا منطقه‌بندی نوسانی و معکوس نشان می‌دهند. آمفیبول، کلریت، سوسوریت، کلسیت و کانی‌های اوپاک ازکانی‌های ثانویه بازالت‌ها هستند.

آندزیت‌ها در نمونه‌دستی، به رنگ خاکستری روشن تا متمایل به قرمز بوده که دارای رگه‌های سفید رنگی از کوارتز هستند. کانی‌های اصلی این سنگ‌‌ها شامل فنوکریست‌های پلاژیوکلاز با دو اندازه متفاوت، کلینوپیروکسن، آمفیبول و بیوتیت هستند که در زمینه دانه‌ریزی سرشار از پلاژیوکلاز و کانی‌های اوپاک قرار گرفته‌اند (شکل 4). کوارتز و کانی‌های اوپاک از کانی‌های فرعی و کلریت، اپیدوت، سریسیت و کلسیت از کانی‌های ثانویه‌ آندزیت‌های این منطقه هستند. پلاژیوکلاز‌های موجود در آندزیت‌ها از نوع آندزین- لابرادوریت بوده که گاهی به کلریت و سریسیت تبدیل شده و ماکل مکرر خود را از دست داده‌اند (شکل 3- I). در برخی از پلاژیوکلاز‌ها منطقه‌بندی نوسانی به شکل حاشیه غنی از کلسیم و یا بافت‌‌های غربالی و غباری مشاهده می‌شود (شکل‌های 5 و 6) که می‌تواند ناشی از اختلاط ماگمایی باشد. ترکیب کانی‌شناسی کلینوپیروکسن‌ها از دیوپسید تا اوژیت تغییر می‌نماید (شکل 10). جهت تعیین نوع آمفیبول موجود در آندزیت‌ها از نمودارهای شکل‌های 7 و 8 استفاده شد. فنوکریست‌های آمفیبول با کاهش کلسیم و آهن از مرکز به حاشیه مواجه هستند. حفرات موجود در آندزیت‌ها توسط کلسیت، کلریت و اوپاک که احتمالاً حاصل از تجزیه کانی‌های اصلی هستند، پر شده‌اند. کلسیت موجود به دو صورت، حاصل از محلول‌های هیدروترمال و همچنین کلسیت‌های حاصل از تجزیه کانی‌های کلسیم‌دار مشاهده می‌شود (شکل 3- G). کانی‌های فرومنیزین مثل پیروکسن، آمفیبول و بیوتیت، غالباً کلریتی شده و دارای حاشیه سوخته هستند (شکل 3-F).

داسیت‌ها، سنگ‌هایی روشن و مزوکرات بوده و دارای فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و کوارتز قابل مشاهده با چشم غیر مسلح هستند. پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و آمفیبول از جمله کانی‌های اصلی و آلکالی‌فلدسپار از کانی‌های فرعی این سنگ‌‌هاست. اپیدوت، سریسیت، کلسیت، آلبیت، کلریت و کوارتز را می‌توان به‌صورت کانی‌های ثانویه مشاهده کرد. این سنگ‌‌ها بافت‌‌های پورفیری و هیالوپورفیری از خود نشان می‌دهند. پلاژیوکلاز موجود در داسیت‌ها غالباً دارای منطقه‌بندی بوده، سریسیتی شده‌اند (شکل 3- A) و ضمن از دست دادن ماکل مکرر، تجمع آن‌ها بافت گلومروپورفیری ایجاد نموده است. پلاژیوکلاز‌ها گاهی دارای حاشیه‌های غباری و بافت‌‌های غربالی هستند.

در این سنگ‌‌ها نیز ترکیب کانی‌شناسی کلینوپیروکسن‌ها از دیوپسید تا اوژیت تغییر می‌نماید. هورنبلند موجود در داسیت‌ها از نوع مگنزیو‌هاستینگزیت بوده و در برخی موارد به‌طور کامل توسط کانی‌های اوپاک جایگزین شده است (شکل 3- B).

شکل 3- تصاویر میکروسکوپی کانی‌های موجود در واحدهای سنگی منطقه (XPL)

(A منطقه‌بندی در کانی پلاژیوکلاز در اثر اختلاط و آلایش در واحد‌های آندزیت و داسیت

(B جایگزینی کانی‌های اوپاک درون هورنبلند موجود در داسیت‌ها

(C کلریتی‌شدن کلینوپیروکسن‌ها در اثر دگرسانی در واحد‌های بازیک منطقه

(D زنولیت‌های گرانودیوریتی درون آندزیت‌های کوارتزدار

(E آزاد شدن کانی‌های اوپاک در اثر دگرسانی بیوتیت‌ها در واحد آندزیتی

(F حاشیه سوخته اطراف کلینوپیروکسن در واحد آندزیتی

(G کلسیت حاصل از محلول‌های گرمابی در واحد آندزیتی


شکل 4- ترکیب پلاژیوکلاز‌ها در آندزیت و داسیت‌های منطقه از آندزین تا لابرادوریت و ترکیب آلکالی فلدسپار در محدوده آنورتوکلاز است (Deer et al., 1966)	شکل 5- نوسانات ترکیب پلاژیوکلاز در آندزیت‌ها از مرکز به حاشیه (Deer et al., 1966)

شکل 6- نوسانات منطقه‌بندی پلاژیوکلاز در یک آندزیت‌پورفیر

تصویر 7- ترکیب آمفیبول‌ها بر روی نمودار Na در برابر Ca+Na (موجود در سایت B) که غنی‌بودن از کلسیم را نشان می‌دهد (Hawthorne et al., 2007)	شکل 8- در نمودار Mg/(Mg+Fe⁺²) در برابر Si (موجود در سایت T)، ترکیب کانی‌شناسی آمفیبول‌ها مگنزیو‌هاستینگزیت تعیین شده است (Hawthorne et al., 2007)

کوارتزها به‌صورت فنوکریست، در زمینه و هم در امتداد حاشیه و رخ کانی‌هایی از قبیل بیوتیت و پیروکسن دیده می‌شود و بعضاً دارای خوردگی خلیجی هستند. خوردگی خلیجی می‌تواند در نتیجه کاهش ناگهانی فشار در حین فوران سریع و یا بر اثر عدم تعادل به دلیل اختلاط وآلایش ایجاد شود. آمفیبول‌های موجود در داسیت‌ها دارای دو نسل هستند. نسل اول، آمفیبول‌های شش‌گوش هستند که به‌راحتی قابل شناسایی بوده و گاهی با حفظ شکل اولیه خود سوخته شده و به مجموعه اپیدوت، کلسیت، آلبیت، کلریت و کوارتز دگرسان شده‌اند. آمفیبول‌های نسل دوم، ثانویه بوده و از دگرسانی پیروکسن‌ها به‌وجود آمده‌اند (شکل 3-J). داسیت‌های موجود در منطقه که واجد فنوکریست‌های هورنبلند و پلاژیوکلاز هستند شامل پلاژیوکلاز‌های خودشکل با ترکیب آندزین همراه فنوکریست‌های هورنبلند آلتره نشده هستند. فنوکریست‌های کلینوپیروکسن در جایی ظاهر می‌شوند که هورنبلند‌های آن کاملاً اپاسیتی شده باشد و با هورنبلند‌های تجزیه نشده همراه نمی‌شوند. کوارتز هم به طور معمول با هورنبلند اپاسیتی شده مشاهده می‌شود و با هورنبلند‌های سالم مشاهده نمی‌شود. گاهی داسیت‌هایی با زنولیت‌های گرانودیوریتی با حاشیه‌ای دارای ساختار‌های چین خورده مشاهده می‌شود (شکل 3- D و H).

ادامه شکل 3

(H زنولیت‌های واجد ساختار چین خورده در واحد داسیتی

(I تجزیه‌شدگی کانی پلاژیوکلاز در واحد لاتیت

(J حاشیه سوخته آمفیبول و بافت جانشینی بین کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در واحد داسیتی

(K بافت غربالی پلاژیوکلاز‌ها در واحد آندزیتی

(L کلریتی‌شدن بیوتیت‌ها و آزاد شدن کوارتز و کانی اپاک در واحد‌های آندزیت کوارتزدار

(M بافت غربالی ناشی از اختلاط و آلایش ماگمایی در واحد‌های آندزیت و داسیت

(N شیشه‌های با بافت اسفرولیتی بر اثر سرد شدن سریع

آندزیت‌های کوارتزدار از نظر کانی‌شناسی و بافت، مشابه آندزیت‌ها بوده با این تفاوت که مقدار کوارتز آن‌ها بیشتر است (شکل 3- L). پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت و کوارتز، کانی‌های اصلی محسوب می‌شوند. کلریت، اپیدوت، کلسیت، آلبیت، کوارتز و کانی‌های اوپاک کانی‌های ثانویه را تشکیل می‌دهند.

لاتیت‌ها با بافت غالب پورفیری و ترکیب کانی‌شناسی مگاکریست‌های پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، بیوتیت و هورنبلند به‌عنوان کانی‌های اصلی و کانی‌های فرعی اوپاک و کوارتز مشخص می‌شوند. کانی‌های ثانویه از کلسیت، کلریت، اکسید آهن، سریسیت و کائولینیت تشکیل شده‌که حفرات فراوان این سنگ‌‌ها را پر کرده‌اند (شکل 3- I).

دیوریت پورفیری‌ها سنگ‌هایی با بافت پورفیری و فنوکریست‌هایی از پلاژیوکلاز نیمه‌شکل‌دار و هورنبلند سبز خودشکل هستند. در دیوریت پورفیر‌ی‌ها، پلاژیوکلاز فراوان‌‌ترین کانی روشن سنگ و آمفیبول‌ فراوان‌‌ترین کانی تیره است که غالباً به کلریت دگرسان شده‌است. مسکوویت و اکسید آهن، کانی‌های فرعی بوده و از کانی‌های ثانویه می‌توان به کلسیت، کلریت، کانی اوپاک (به‌ویژه اکسید آهن) و سریسیت اشاره نمود (شکل 3- E).

فنوکریست‌های کلینوپیروکسن به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و بعضاً اورالیتی‌شده در تمام سنگ‌‌های این منطقه به فراوانی قابل مشاهده هستند (شکل 3- C).

همه پیروکسن‌های مورد مطالعه بر روی نمودار Morimoto و همکاران (1988) در قلمرو پیروکسن‌های Quad و در نمودار Q=Ca-Mg+Fe⁺² در برابر J=2Na به‌دلیل کمبود سدیم در بین نقاط Q=1.8 تا Q=2 جای گرفته‌اند (شکل 9). با توجه به شکل 10 پیروکسن‌ها از نوع دیوپسید و اوژیت هستند. با توجه به ترکیب کلینوپیروکسن‌ها، اولیوین‌های موجود در این سنگ‌‌ها دارای ترکیبی متشکل ازحدود 70 درصد فورستریت و 30 درصد فایالیت هستند (شکل 3- C). در برخی از مقاطع، حضور فنوکریست‌های پیروکسن همراه با پلاژیوکلاز در زمینه بسیار ریز از همان کانی‌ها مشاهده می‌شود که می‌تواند به‌دلیل تبلور این فنوکریست‌ها قبل از میکروکریستال آن‌ها باشد و وجود ادخال‌های پیروکسن در پلاژیوکلاز ناشی از تبلور تقریباً هم‌زمان این دو کانی است.


شکل 9- قرار گیری پیروکسن‌های مورد مطالعه در محدوده Quad (Morimoto et al., 1988)	شکل 10- تغییر ترکیب کانی‌شناسی کلینوپیروکسن‌ها از دیوپسید تا اوژیت (Floran et al., 1978)

زمین‌دماسنجی

مجموعه کانی‌ها و ترکیب آن‌ها در سنگ‌های آذرین در ارتباط نزدیک با ترکیب مذاب مولد آن‌هاست. این نکته مبنای استفاده از ترکیب کانی‌های معین جهت آگاهی از شاخص‌های فیزیکوشیمیایی (فشار، دما و فوگاسیته اکسیژن) حاکم بر محیط تبلور ماگمایی است. با در نظر داشتن ترکیب آمفیبول‌ها، مقادیر Al^IV و (Na+K)_A با افزایش دمای تبلور تطابق مستقیم نشان می‌دهند (Cameron and Papike, 1981) (شکل 11).

شکل 11- با افزایش دمای تبلور، روند افزایش در Al^IV و (Na+K)_A آمفیبول‌ها مشاهده می‌شود (Cameron and Papike, 1981)

برای ارزیابی دمای تبلور کانی‌ها، می‌توان از دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز و دماسنجی کلینوپیروکسن‌ها استفاده نمود. بر مبنای شواهد پتروگرافی زوج‌کانی آمفیبول و پلاژیوکلاز دارای عدم حاشیه واکنشی و مرز تعادلی بوده و یک زمین‌دماسنج تبادلی فاقد تأثیر فشاری است.

A) edenite + 4quartz = tremolite + albite

B) edenite + albite = richeterite + anorthite

واکنش اول در شرایطی استفاده می‌شود که آمفیبول و پلاژیوکلاز در همراهی با کوارتز باشند در حالی‌که واکنش دوم برای سنگ‌‌های فاقد کوارتز مورد استفاده قرار می‌گیرد (Holland and Blundy, 1994). با توجه به زمین‌دماسنجی زوج‌کانی هورنبلند- پلاژیوکلاز برای فشار‌های 1 تا 10 کیلوبار، دمای 858 تا 941 درجه‌سانتیگراد برآورد می‌شود.

روش دیگر استفاده از زمین‌دماسنجی کلینوپیروکسن‌ها با استفاده از فرمول Nimis و Taylor wayne (2000) است که دمای تبلور پیروکسن‌ها را در فشار‌های 1 تا 10 کیلوبار، 858 تا 945 درجه‌سانتیگراد تعیین می‌نماید.

طبق مطالعات Kertz (1994)

Lindsley (1983) بر اساس درصد مولکولی ولاستونیت- انستاتیت- فروسیلیت، در چهار ضلعی ولاستونیت- انستاتیت- فروسیلیت- هدنبرژیت، دماسنجی ترسیمی ‌معرفی نمود (شکل 12) که برای دماسنجی زوج‌های دیوپسید- اوژیت و دیوپسید- پیژونیت کاربرد گسترده‌ای دارد. همچنین برای دماسنجی کلینوپیروکسن‌ها از منحنی‌های هم‌دما مثلث تقسیم‌بندی کلینوپیروکسن‌ها نیز می‌توان استفاده نمود. دماسنجی کلینوپیروکسن‌ها در نمودار ذوزنقه‌ای
Di-Hd-En-Fs، دمای 850 تا 950 درجه‌سانتیگراد را تعیین نموده است. نکته قابل توجه از محاسبات زمین‌دماسنجی کانی‌ها آن است که نتایج حاصله از روش‌های متفاوت با یکدیگر هم‌خوانی داشته و بر صحت داده‌ها می‌افزاید (شکل 12).

شکل 12- دماسنجی کلینوپیروکسن‌ها از منحنی هم‌دما و مثلث تقسیم‌بندی کلینوپیروکسن‌ها که دمای 850 تا 950 درجه‌سانتیگراد را تعیین نموده است (Lindsley, 1983).

توزیع آلومینیوم در موقعیت‌های تترائدری و اکتائدری کلینوپیروکسن‌ها در وابستگی به فشار و همچنین میزان آب موجود در محیط تبلور پیروکسن‌هاست. در کلینوپیروکسن‌های منطقه استفاده از نمودار توزیع Al^IV در مقابل Al^VI فشارسنج مناسبی جهت تعیین فشار است. با این روش پیروکسن‌ها در فشار‌های متوسط تا کم تشکیل شده‌اند. این مطلب گویای آن است که تبلور کلینوپیروکسن‌ها در طی صعود و از اعماق به سمت بالا بوده است (معین‌وزیری و احمدی، 1371) (شکل 13).

شکل 13- زمین‌فشارسنجی و ترسیم نمودار AlIV در برابر AlVI با توجه به ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها، نشان‌دهنده تشکیل کلینوپیروکسن‌ها در فشار‌های متوسط تا کم است (Aoki and shiba, 1973).

میزان Al^IV به تبعیت از افزایش میزان آب موجود در محیط تبلور پیروکسن‌ها، کاهش می‌یابد (شکل 14). وفور کانی‌های آب‌دار مانند هورنبلند و بیوتیت، خرد شدن برخی کانی‌ها و همچنین همراهی توف‌ها بیان‌کننده آب‌دار بودن ماگما و انفجاری بودن ولکانیسم در منطقه جنوب‌غرب جندق است. برای تعیین فوگاسیته اکسیژن در محیط از روش Marcelot و همکاران (1983) استفاده شد. نامبردگان معتقدند میزان آهن Fe⁺³ در محیط تشکیل سنگ‌‌ها وابسته به فوگاسیته اکسیژن بوده و مقدار آن توسط نمودار تغییرات Al^IV+Na در برابر Al^VI+2Ti+Cr محاسبه می‌شود. بر همین اساس در ترکیب پیروکسن، Fe⁺³ در موقعیت اکتائدری جانشین عناصر سه ظرفیتی همچون AlVI، Ti و Cr می‌شود. بنابراین مقدار Al^VI مقیاسی برای میزان Fe⁺³ است. به این ترتیب، در نمودار Al^IV+Na در برابر Al^VI+2Ti+Cr منحنی Fe⁺³=0 خط موازنه Al^IV+Na با Al^VI+2Ti+Cr است. بر این اساس قرارگیری نمونه‌ها در بالا یا زیر خط Fe⁺³=0 معرف بالا یا پایین بودن فوگاسیته اکسیژن در محیط تشکیل پیروکسن‌هاست. در ضمن هر چه فاصله نمونه از خط بیشتر باشد فوگاسیته اکسیژن محیط تشکیل پیروکسن بیشتر بوده است (Cameron and Papike, 1981; Marcelot et al., 1983).

شکل 14- شرایط تبلور تقریبی برای پیروکسن‌های منطقه (Helz, 1973).

بررسی محیط زمین‌ساختی

وابستگی ترکیب کلینوپیروکسن‌ها به ترکیب شیمیایی گدازه میزبان، باعث شده تا محققین مختلفی از ترکیب این کانی مخصوصاً انواع فنوکریست آن، در تعیین موقعییت زمین‌ساختی و سری ماگمائی گدازه‌ها استفاده نمایند. بر اساس نمودار Al₂O₃ در برابر SiO₂ (Le Bas, 1962)، کلینوپیروکسن‌های ماگمای به‌وجود آورنده سنگ‌‌های آتشفشانی یاد شده در قلمرو بازالت‌های ساب‌آلکالن قرار می‌گیرند (شکل 15). با توجه به نمودار F1 و F2 که بر مبنای داده‌های حاصل از کلینوپیروکسن‌ها رسم می‌شود، محیط زمین‌ساختی تشکیل این سنگ‌‌ها یک کمان آتشفشانی پیشنهاد می‌شود (شکل 16). روش محاسبه F1 و F2 (Nisbet and Pearce, 1977) به‌صورت زیر است:

F₁=-(0.012 SiO₂)-(0.0807 TiO₂)+(0.0026 Al₂O₃)-(0.0012 FeO*)-(0.0026 MnO)+(0.0087 MgO)-(0.0128 CaO)-(0.0419 Na₂O)

F₂=-(0.0469 SiO₂)- (0.0818 TiO₂)-(0.0212 Al₂O₃)-(0.0041 FeO*)-(0.1435 MnO)-(0.0029 MgO)+(0.0085 CaO)+(0.016 Na₂O)

شکل 15- ترکیب کلینوپیروکسن‌های مورد بررسی نشان می‌دهد که ترکیب شیمیایی ماگمای سازنده سنگ‌‌های منطقه از نوع ساب‌آلکالن است (Le Bas, 1962)

شکل 16- موقعیت قرارگیری کلینوپیروکسن‌های منطقه در نمودار F1 و F2 (Nisbet and Pearce, 1977)

نتیجه‌گیری

سنگ‌‌های آتشفشانی ائوسن در جنوب‌غرب جندق و در جنوب گسل درونه، گستره وسیعی را پوشش می‌دهند. این سنگ‌‌ها عمدتاً شامل بازالت، آندزیت، آندزیت کوارتزدار، داسیت و لاتیت هستند. با توجه به مطالعات پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ها پلاژیوکلاز‌های موجود در سنگ‌‌های بازالتی، آندزیتی و داسیتی غالباً دارای بافت غربالی با حاشیه غباری هستند. وجود دو نوع پلاژیوکلاز در بعضی از داسیت‌ها، باز جذبی پلاژیوکلاز‌ها و اوپاسیتی‌شدن هورنبلند‌ها، منطقه‌بندی نوسانی در پلاژیوکلاز آندزیت‌ها، حاشیه خلیجی در بعضی از فنوکریستال‌های کوارتز، مشاهده حاشیه‌های غبارآلود در کانی پلاژیوکلاز که احتمالاً ناشی از قرارگیری پلاژیوکلاز‌های حرارت پایین در مذاب حرارت بالاتر و عدم تعادل این کانی پس از تبلور است (Shelley, 1993) و وفور ادخال‌های ماکروسکوپی و میکروسکوپی در این سنگ‌‌ها، احاطه‌شدن کانی‌هایی از قبیل بیوتیت، هورنبلند و حتی آپاتیت توسط فلدسپات آلکالن (خدامی، 1377 و 1385) می‌تواند نشان‌دهنده رخداد آلایش و اختلاط ماگمایی باشد (معین‌وزیری و احمدی، 1371). پلاژیوکلاز موجود در آندزیت‌ها و داسیت‌ها ترکیب آندزین تا لابرادوریت داشته و همچنین آلکالی‌فلدسپار‌ها در محدوده آنورتوکلاز قرار می‌گیرند. آمفیبول این سنگ‌‌ها در محدوده مگنزیو‌هاستینگزیت واقع شده و پیروکسن‌های محدوده کم‌سدیم نمودار Quad، بر روی نمودار مثلثی
Woll-En-Fs از دیوپسید تا اوژیت تغییر می‌نمایند.

بر اساس ترکیب کلینوپیروکسن‌ها، ماگمای تشکیل دهنده این آتشفشانی‌ها، ساب‌آلکالن است و محیط زمین‌ساختی آن نیز کمان‌های آتشفشانی تعیین شد.

با توجه به زمین‌دماسنجی‌‌های انجام شده، پیروکسن‌ها در فشار‌های 1 تا 10 کیلوبار در محدوده دمای945 تا 959 درجه‌سانتیگراد تشکیل شده‌اند. دماسنجی زوج هورنبلند- پلاژیوکلاز برای فشار‌های 1 تا 10 کیلوبار، دمای 858 تا 941 درجه‌سانتیگراد را نشان می‌دهد و فشارسنجی کلینوپیروکسن‌ها نشان‌دهنده تبلور آن‌ها در حین صعود بوده است. پایین بودن Al^IV در پیروکسن‌ها نشانه افزایش میزان آب موجود در محیط تبلور این کانی بوده و با توجه به نمودار Al^IV+Na در برابر Al^VI+2Ti+Cr، محیط تشکیل پیروکسن‌ها دارای فوگاسیته بالای اکسیژن بوده است.

شواهد و دلایل صحرایی و پتروگرافی نشان‌دهنده اختلاط و آلایش در منطقه است. پتروگرافی سنگ‌‌ها و شیمی‌کانی‌ها گویای تأثیر سیالات بر گوشته فوقانی و ذوب‌بخشی کم آن و سپس اختلاط و آلایش ماگما در حین عبور از بین سنگ‌‌های ضخیم قاره‌ای است. بنابراین منطقه مورد مطالعه حاصل یک فرورانش از شمال به جنوب است.

مراجع

امامی، م. ه. (1376) ماگماتیسم در ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

خدامی، م. (1377) بررسی پتروگرافی سنگ‌‌های آتشفشانی شمال باتلاق گاوخونی. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران.

خدامی، م. (1385) بافت و ترکیب پلاژیوکلاز‌ها شاهدی بر اختلاط ماگمایی در سنگ‌‌های آتشفشانی پلیوکواترنر جنوب شرق اصفهان، بیست و پنجمین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران

درویش‌زاده، ع. (1383) زمین‌شناسی ایران. انتشارات امیرکبیر، تهران.

معین‌وزیری، ح. (1375) دیباچه‌ای بر ماگماتیسم در ایران. انتشارات دانشگاه تربیت معلم، تهران.

معین‌وزیری، ح. و احمدی، ع. (1371) پتروگرافی و پترولوژی سنگ‌‌های آذرین. انتشارات دانشگاه تربیت معلم، تهران.

میدل موست، ا. ک. (1370) ماگما‌ها و سنگ‌‌های ماگمایی. ترجمه درویش‌زاده، ع. و آسیابانها، ع.، انتشارات دانشگاه تهران، تهران.

نبوی، م. ح. (1355) دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

Aoki, K. and Shiba, I. (1973) Pyroxenes from lherzolite inclusions of Itinom e - Gata, Japan. Lithos 6: 41-51.

Cameron, M. and Papike, J. J. (1981) Structural and chemical variations in pyroxenes. American Mineralogist 66:1-50.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1966) An interduction to the rock-forming minerals. Longman, London.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe³⁺ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogy Magazine 51: 431-435.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic Scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26: 683-693.

Hawthorne, F. C., Oberti, R., Della Ventura, G. and Mottana, A. (2007) Amphiboles: crystal chemistry, occurrence and health issues. Mineralogical Society of America.

Helz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting ranges at pH₂O=5 kb as a function of oxygen fugacity, Part I, Mafic phases. Journal of Petrology 14: 249-302.

Holland, T. and Blundy, J. (1994) Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 116: 433-447.

Kretz, R. (1994) Metamorphic crystallization, John Wiley and Sons, London.

Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260: 267-288.

Lindsley, D. H. (1983) Pyroxene thermometry. American Mineralogist 68: 477-493.

Marcelot, G., Mauryand, R. C. and Lefevre, C. (1983) Mineralogy of erromango lava New Hebrides: evidence of an early stage of fractionation in island arc basalts. Lithos 16: 135-151.

Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988)Nomenclature of pyroxene. Mineralogical Magazine 52: 535-555.

Nimis, P. and Taylor wayne, R. (2000)Single Clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites, Part l, Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an Enstatite-in-Cpx thermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology. 139: 544-554.

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977)Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63: 149-160.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London.

Susov, M., Dvoryankin, A. and Selivanov, E. (1974) Geology of Jandaq Area(Central Iran). Geological Survey of Iran, Iran.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 917

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 902

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

پتروگرافی و شیمی‌کانی سنگ‌‌های آتشفشانی جنوب‌غرب جندق (شمال‌شرق اصفهان)