ماگماتیسم پالئوزوئیک در جنوب غرب جلفا (شمال غرب ایران): اختصاصات ژئوشیمیایی، تعیین سن اورانیوم-سرب و جایگاه تکتونیکی

تغییرات و تحولات پهنه‏‌های اقیانوسی زمان فانروزوییک در شمال گندوانا به‏‌ترتیب به‏‌صورت زیر دنبال شده‌اند: 1) پهنة اقیانوسی پروتوتتیس از کامبرین تا دونین؛ 2) پهنة اقیانوسی پالئوتتیس از سیلورین تا مزوزوییک آغازین (تریاس)؛ 3) پهنة اقیانوسی نئوتتیس از پرمین تا سنوزوییک (ائوسن) (Stampfli, 2000; Stampfli and Borel, 2002; Ruban et al., 2007). بررسی رویدادهای مرتبط با تحولات این پهنة ‏‌ها بی‏گمان کلید ارزشمندی برای استنباط تحولات دیرین‌زمین‏‌ساختی سرزمین‏‌های مرز شمالی گندوانا، مانند سرزمین‏‌های سیمرین (Cimmerian terranes)، است. بخش بزرگی از ایران (مانند: البرز و شمال‌باختری ایران، سنندج- سیرجان و ایران‌مرکزی در کنار خرده‌قاره‏‌های تبت جنوبی و شمالی، هلمند، توریدز و آپولیا) بخشی از سرزمین‏‌های سیمرین به‌شمار می‌روند (Stampfli, 2000; Stampfli and Borel, 2002; Torsvik and Cocks, 2004). در حقیقت، سرزمین‏‌های سیمرین بخشی از مرز شمالی گندوانا به‌شمار می‌روند که با پیدایش پهنة اقیانوسی نئوتتیس در زمان پرمین از مرز شمالی گندوانا جدا شده و به‌دنبال بسته‏‌شدن اقیانوس پالئوتتیس در زمان تریاس پسین به جنوب اوراسیا پیوسته‌اند (Zanchi et al., 2009). منطقة شمال‌باختری ایران (آذربایجان) نیز بیشتر در محدودة سرزمین‏‌های سیمرین جای می‏‌گیرد (Ruban et al., 2007). در این منطقه رخنمون‏‌های سنگ‏‌های رسوبی و تا اندازه‏‌ای آذرین پالئوزوییک میانی- پسین گسترش قابل‌توجهی دارند (Oskuei and Hajialilu, 1995; Abdollahi and Hosseini, 1996; Wendt et al., 2005). گسترة برگزیده برای انجام این پژوهش در مختصات عرض جغرافیایی ¢41°38 تا ¢49°38 شمالی و طول جغرافیایی ¢26°45 تا ¢34°45 خاوری و در جنوب‏‌باختری جلفا جای دارد (شکل 1- A).

شکل 1- A) جایگاه محدودة بررسی‌شده در شمال‌باختری ایران؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شده منطقة جنوب‏‌باختری جلفا (رسم دوباره با برخی تصحیح‌ها از Oskuei و Hajialilu (1995) و Abdollahi و Hosseini (1996)) و جایگاه دقیق بخش‌های بررسی‌شده

بررسی سنگ‏‌های ولکانیکی پالئوزوییک میانی- پسین این منطقه ابزار کارآمدی برای بحث دربارة وضعیت جغرافیای دیرینه شمال‌باختری ایران در زمان یادشده است. ازاین‌رو، در این پژوهش دربارة روابط چینه‏‌شناختی توالی آتشفشانی- رسوبی و تا حد امکان سن‌سنجی نسبی واحدهای آتشفشانی همراه، سن مطلق برخی واحدهای آتشفشانی به روش U-Pb، ویژگی‌های میکروسکوپی، ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی واحدهای آذرین و سازوکار زمین‏‌ساختی حاکم در منطقه در بازة زمانی پالئوزوییک میانی- پسین بحث شده است.

روش انجام پژوهش

نخستین گام بررسی صحرایی است که در آن برخی ویژگی‏‌ها مانند گسترش واحدها، رابطة سنگ‏‌چینه‏‌ای آنها با یکدیگر، برخی ویژگی‏‌های ساختاری و نیز نمونه‏‌برداری از واحدهای مورد نظر انجام شد. سپس از همة نمونه‏‌های برداشت‌شده مقطع نازک تهیه شد. در مرحله بعدی، ویژگی‏‌های میکروسکوپی نمونه‏‌ها با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. افزون‏‌براین، نمونه‏‌های رسوبی برداشت‌‌شده نیز از دیدگاه فسیل‏‌شناسی بررسی شدند.

پس از بررسی مقاطع نازک، شماری از نمونه‏‌ها برای تجزیة شیمیایی برگزیده شدند. در فرایند خردایش، نخست نمونه‏‌ها به قطعات با اندازة نزدیک‌‌به یک سانتیمتر و کوچک‏‌تر خردشدند. تلاش شد بخش‏‌های سطحی و دگرسان‏‌شده و نیز رگه‏‌ها و پرشدگی‏‌های ثانویه حفره‌ها جدا شوند. فرایند نرمایش (تهیة پودر) نمونه‏‌ها در مرکز فرآوری مواد معدنی ایران و با دستگاه تنگستن‌کارباید انجام شد. تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌ها در آزمایشگاه دانشگاه ETH (سوییس) انجام شد؛ بدین‌گونه‌که مقدار عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی و کمیاب به روش XRF و عنصرهای خاکی کمیاب و برخی دیگر از عنصرهای فرعی و کمیاب به روش LA-ICP-MS به‌دست آورده شدند (جدول 1).

جدول 1- داده‏‌های U- Pb زیرکن و سن‏‌های به‌دست‌‌آمده برای سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی جنوب‏‌باختری جلفا (نمونه MJU-1).

سن‏‌سنجی اورانیم- سرب زیرکن در دانشگاه کالیفرنیای آمریکا (UCLA) با دستگاه CAMECA IMS 1270 به روش مرسوم (Quidelleur et al., 1997; Schmitt et al., 2003a, 2003b) انجام شد. در آزمایشگاه دانشگاه یادشده، نخست فرایند جدایش بلورهای زیرکن با روش‏‌های مغناطیسی و محلول سنگین استاندارد انجام شد. میکرودریلینگ مقطع نازک صیقلی نیز برای جداسازی زیرکن به‌کار برده شد. پس از ساخت پلاک‏‌های صیقلی و پیش از انجام تجزیه با روش کاتادولومینسانس از زیرکن‏‌ها تصویربرداری شد. برای تجزیة SIMS، پوشش کربنی برداشته شد و با یک لایه طلای رسانا جایگزین شد. پرتوی تابیده‌شده به یک نقطه با قطر 15 تا 20 میکرومتر انجام شد. افزون‏‌براین، برای نمونة استاندارد، زیرکن‏‌های AS3 گابروی دولوث (Duluth gabbro) (Paces and Miller, 1993) به‌کار برده شدند.

ویژگی‏‌های صحرایی

در منطقة جنوب‏‌باختری جلفا رخنمون قابل‌توجهی از واحدهای آذرین و رسوبی پالئوزوییک میانی- پسین دیده می‌شود. واحدهای سنگ‏‌شناختی دونین بیشتر دربردارندة شیل، ماسه‏‌سنگ و سنگ‏‌های آهکی هستند و همراه با آنها روانه‏‌های بازالتی نیز دیده می‏‌شوند (شکل 1- B). نزدیک‌‌به 10 کیلومتری شمال‌خاوری روستای پیر اسحاق توالی کمابیش ستبری (بیشتر از 500 متر) از تناوب رسوب‌های سیلیسی کلاستیک، بازالت و سنگ‏‌های آهکی دیده می‏‌شود (شکل 2).

رسوب‌های آواری یا سیلیسی کلاستیک شامل توالی ماسه‏‌سنگ- کنگلومرا و تنوعی از ماسه‏‌سنگ‏‌های قرمز (شکل 2- B)، خاکستری تا سبز هستند. در بالاترین افق این توالی واحدی از سنگ‏‌های بازالتی و در زیر آن کنگلومرای پلی‌ژنتیک دیده می‌شوند. در واحد کنگلومرایی مقدار ماتریکس کم است و قطعات گرد‏‌شدگی خوب با اندازة 2 تا 5 سانتیمتر دارند. ماسه‏‌سنگ‏‌ها به‏‌صورت واحدهای گوناگون با ستبرای چند متر تا ده‏‌ها متر دیده می‌شوند و سازندة بخش بزرگی از رسوب‌های توالی یادشده هستند. ماسه‏‌سنگ‏‌ها از دیدگاه رنگ و ظاهر متنوع هستند. همراه با رسوب‌های یادشده میان‏‌لایه‏‌های بازالتی فراوانی با ستبرای چند متر تا بیشتر از 10 متر دیده می‏‌شوند. بازالت‏‌ها در سطح رخنمون رنگ خاکستری دارند (شکل 2- C) و گاه تا اندازه‏‌ای دگرسان شده‏‌اند. افزون‌براین، سنگ‏‌ها بافت متراکم تا حفره‏‌دار دارند و حفره‌ها نیز کمابیش با کانی‏‌های ثانویه (مانند: کلسیت و سیلیس) پر شده‏‌اند. افزون‌بر سنگ‏‌های بازالتی و رسوب‌های آواری، لایه‏‌هایی از سنگ‏‌های آهکی نیز در این توالی یافت می‏‌شوند که به‏‌صورت متناوب با ماسه‏‌سنگ و شیل دیده می‏‌شوند. لایه‏‌های آهکی ستبرای بسیاری ندارند (کمتر از 10 تا 20 متر) و در مقایسه با دیگر واحدهای سنگی گسترش کمتری دارند (شکل 2- D). در برخی سنگ‏‌های آهکی، فسیل شاخص آمبلا (Umbella) یافت شد که نشان‌دهندة سن دونین پسین است.

در یک برش دیگر که نزدیک‌‌به 3 کیلومتری شمال روستای پیر اسحاق است (شکل‌های 3- A و 3- B) روابط چینه‏‌شناسی و ویژگی‌های سنگ‏‌شناختی بررسی شده‌اند. در این برش سنگ‏‌های گوناگون (مانند: سنگ‌‏‌های آذرین بیرونی، رسوب‌های آواری و سنگ‏‌های آهکی) دیده می‌شوند. بررسی همبری میان واحدها نشان‌دهندة اولیه‏‌بودن آنهاست. سنگ‏‌های آذرین بیرونی در پایین‏‌ترین بخش جای گرفته‌اند. این سنگ‏‌ها دربردارندة گدازه‏‌های ریولیتی و آذرآواری‌‏‌های مرتبط (مانند: توف و ایگنیمبریت) هستند که در صحرا با رنگ سرخ کاملاً مشخص و متمایز هستند (شکل 3- C).

شکل 2- A) نمای کلی صحرایی از تناوب واحدهای آتشفشانی، سنگ‏‌های آواری سیلیسی کلاستیک و سنگ‏‌های آهکی مربوط به دونین (نزدیک به 10 کیلومتری شمال‌خاوری روستای پیر اسحاق)؛ B) نمایی نزدیک از لایه‏‌بندی و رنگ مایل به سرخِ سنگ‏‌های آواری سیلیسی کلاستیک (ماسه‏‌سنگی)؛ C) واحدهای بازالتی دونین که به‏‌صورت میان‏‌لایه با سنگ‏‌های رسوبی آواری و آهکی رخنمون دارند. این بازالت‏‌ها در سطح رخنمون بیشتر به رنگ خاکستری تیره هستند؛ D) برش چینه‏‌شناسی نشان‏‌دهندة تناوب و ضخامت واحدهای گوناگون رسوبی و آتشفشانی دونین که تصویر صحرایی آن در شکل A نمایش داده شده است (شماره‏‌ها موقعیت برخی از نمونه‏‌ها را نشان می‌دهند)

شکل 3- A- نمایی صحرایی از رابطة واحدهای رسوبی پرمین (ماسه‏‌سنگ‏‌های سرخ‌رنگ و سنگ‏‌های آهکی) با سنگ‏‌های آذرین بیرونی (نزدیک به 3 کیلومتری شمال‌خاوری روستای پیر اسحاق) (موقعیت شکل‏‌های C تا F نیز روی آن نشان داده شده است)؛ B) برش چینه‌‌شناسی از واحدهای مربوط به شکل A (در این شکل موقعیت برخی نمونه‏‌های آذرین (جدول 1) نیز نشان داده شده است)؛ C) سنگ‏‌های خروجی اسیدی که بیشتر آذرآواری هستند و رنگ آنها که در سطح رخنمون مایل به قرمز است؛ D) ماسه‏‌سنگ‏‌های قرمز رنگ پرمین پیشین و ساخت چینه‏‌بندی متقاطع (Herringbone) که نشان‏‌دهندة محیط کم ژرفای جزرو مدی و جریان رفت و برگشتی آب در محیط‏‌های ساحلی است)؛ E) سنگ‌آهک‏‌های روشن‌رنگ پرمین که روی ماسه‏‌سنگ سرخ‌رنگ جای دارند؛ F) سیل‏‌های اسیدی که موازی با لایه‏‌بندی سنگ‏‌های آهکی درون آنها تزریق شده‏‌اند

ستبرای این واحد در سطح رخنمون از 100 متر بیشتر نیست. در بررسی‌های پیشین، سن این سنگ‏‌ها دونین پسین- کربونیفر دانسته شده ‏است (Abdollahi and Hosseini, 1996)؛ اما در این پژوهش، برپایة سن‏‌سنجی ایزوتوپی، سن آنها مرز کربونیفر- پرمین دانسته می‌شود. روی این سنگ‏‌ها، یک واحد ماسه‏‌سنگ سرخ‌رنگ جای می‏‌گیرد (شکل‌های 3- B و 3- D). این ماسه‏‌سنگ‏‌ها سن پرمین پیشین دارند و هم‌ارز سازند درود هستند. در این ماسه‏‌سنگ‏‌ها ساخت جناقی نیز دیده می‏‌شود که نشان‏‌دهندة محیط کم ژرفای ساحلی است (شکل 3- D). روی این ماسه‏‌سنگ‏‌ها با یک همبری هم‏‌شیب، ستبرای قابل‌توجهی از سنگ‌آهک به رنگ روشن و نازک تا متوسط لایه جای گرفته است (شکل 3- E). سنگ‏‌های آهکی یادشده صخره‏‌ساز هستند و در برخی بخش‌ها (مانند: شمال روستای پیراسحاق) سازندة ریخت‌شناسی مرتفع منطقه هستند. این سنگ‏‌ها هم‌ارز سازند روته- نسن هستند (Oskuei and Hajialilu, 1995). درون سنگ‏‌های آهکی سنگ‌های آذرین به‏‌صورت سیل تزریق شده‌اند. ستبرای سیل‏‌ها چند ده سانتیمتر تا نزدیک به 1 متر است و ترکیب اسیدی دارند (شکل 3- F).

سنگ‏‌نگاری

در منطقة جنوب‏‌باختری جلفا تنوعی از سنگ‏‌های آتشفشانی از طیف بازیک تا اسیدی و گدازه تا آذرآواری دیده می‏‌شود. برپایة آنچه پیشتر دربارة ویژگی‏‌های صحرایی آنها گفته شد، در زیر میکروسکوپ نیز ویژگی‏‌های گوناگونی دارند.

الف- سنگ‏‌های آذرآواری اسیدی و ریولیت‏‌ها: این گروه شامل ایگنیمبریت (شکل‌های 4- A و 4- B)، توف‏‌ (شکل 4- C) و ریولیت (شکل 4- D) است. ترکیب کانی‏‌شناسی و حضور فازهایی مانند پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و کوارتز در سنگ‏‌های آذرآواری (ایگنیمبریت‏‌ و توف‏‌) نشان‌دهندة ترکیب ریولیتی آنهاست. این ویژگی با داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی این سنگ‌ها همخوانی دارد. توف‏‌ها بیشتر به‏‌صورت ویتریک توف هستند و بخش شیشه‏‏‌ای (یا خاکستر) نسبت به قطعات بلوری یا خرده‌سنگ فزونی دارد. از دیدگاه کلی، در سنگ‏‌های آذرآواری، فراوانی مودال فنوکریست‏‌ها برابربا 20 تا 25 درصدحجمی است و بقیة سنگ را زمینه (ماتریکس) پر می‏‌کند. پلاژیوکلاز از فازهای اصلی این سنگ‏‌هاست. این کانی از دیدگاه فراوانی مودال تا نزدیک‌به 10 درصدحجمی می‏‌رسد و اندازة کوچک‏‌تر از 1 تا 4 میلیمتر دارد. ماکل آلبیتی به‌طور معمول در پلاژیوکلازها دیده می‏‌شود (شکل 4- B). از دیدگاه شکل بلوری نیز به‌علت سازوکار انفجاریِ بیرون‌ریختن مذاب، بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز بی‏‌شکل تا گاه نیمه‏‌شکل‏‌دار و با شکستگی و مرزهای نامنظم هستند. آلکالی‌فلدسپار از دیگر کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌هاست. این کانی از نوع سانیدین و آنورتوکلاز است و همانند پلاژیوکلازها کمابیش به کانی‏‌های رسی دگرسان شده‌ است. اندازة بیشتر این کانی‏‌ها از 5 میلیمتر کمتر است و از دیدگاه مودال نیز فراوانی کمتر از نزدیک‌به 10 درصدحجمی دارند. بلورهای کوارتز فراوانی مودال کمتری دارند (کمتر از 2 درصدحجمی). بیشتر کوارتزها اندازة کمتر از 1 میلیمتر دارند. بلورهای کوارتز نیز عموماً بی‏‌شکل هستند و معمولاً مرز خلیجی دارند. کانی‏‌های فرومنیزین به‌ندرت به‏‌صورت سالم دیده می‌شوند. کانی‏‌های کدر، زیرکن و آپاتیت از مهم‏‌ترین کانی‏‌های فرعی این سنگ‏‌ها هستند. کانی‏‌های کدر (کمتر از 5 درصد مودال) بیشتر به‏‌صورت بلورهای بی‏‌شکل و ریزدانه (کمتر از 1 میلیمتر) دیده می‌شوند و در زمینة سنگ پراکنده هستند.

بیشتر ریولیت‏‌ها بافت هیالوپورفیری دارند. بخش بزرگی از این سنگ‌ها را زمینة ریزبلور دربر می‌گیرد و فنوکریست‏‌ها درصد مودال چشمگیری ندارند (کمتر از 10 درصدحجمی). در این سنگ‏‌ها زمینة شیشه‏‌ای بیشتر حالت تبلور دوباره دارد (شکل 4- D). از دیدگاه ویژگی‌های میکروسکوپی (مانند: نوع کانی‏‌ها، فراوانی مودال، شکل و اندازة کانی‏‌ها) ریولیت‏‌ها نیز همانند سنگ‏‌های آذرآواری اسیدی هستند.

ب- داسیت- آندزیت: بیشتر این سنگ‏‌ها بافت میکرولیتی پورفیری دارند. حجم سنگ بیشتر از زمینة ریزبلور تا شیشه‏‌ای و میکرولیت‏‌های ریز پلاژیوکلاز ساخته شده است (شکل‌های 4- E و 4- F). بیشتر فنوکریست‏‌های سنگ پلاژیوکلاز هستند و به مقدار کم فنوکریست تا میکروفنوکریست‏‌های کانی‏‌های کدر نیز دیده می‏‌شوند. در کل، بلورهای پلاژیوکلاز فروانی مودال کمتر از 5 تا 10 درصدحجمی دارند (شکل 4- E). پلاژیوکلازها در اندازة نزدیک به 1 تا 4 میلیمتر دیده می‌شوند و بیشتر نیمه‏‏‌شکل‏‏‌دار هستند. برخی از این بلورها هضم‏‌شدگی و بافت غربالی نشان می‌دهند. بلورهای پلاژیوکلاز کمابیش دچار دگرسانی شده‌اند و سریسیت و کلسیت محصول این فرایند هستند. کانی‏‌های کدر نیز بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‏‌دار هستند و از دیدگاه فراوانی کمتر از 1 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. گاه شکل‏‌های کمابیش شکل‏‏‌دار (لوزی شکل) کانی‏‌های کدر دیده می‏‌شود که چه‌بسا مربوط به قالب برجامانده از یک کانی فرومنیزین (آمفیبول) تجزیه‌شده است (شکل 4- F). زمینة سنگ در برخی نمونه‏‌ها سرشار از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز است که گاه جهت‏‌یافتگی جریانی نیز نشان می‏‌دهند و فضای میان این بلورها از ذره‌های ریز کانی‏‌های کدر پر شده است.

پ- بازالت: این سنگ‏‌ها بافت‏‌های گوناگونی (مانند: میکرولیتی پورفیری، تراکیتی پورفیری و اینترسرتال) نشان می‌دهند (شکل‌های 4- G تا 4- L). فنوکریست‏‌ها حجم کمتری نسبت به زمینه را دربر می‌گیرند و در برخی نمونه‏‌ها فراوانی آنها از 5 درصدحجمی مودال سنگ کمتر است. در این سنگ‏‌ها فنوکریست‏‌های سالم بیشتر از نوع پلاژیوکلاز هستند؛ اگرچه پلاژیوکلازها نیز تا اندازة بسیاری دچار دگرسانی شده‏‌اند. این کانی‏‌ها بیشتر به‏‌صورت نیمه‏‏‌شکل‏‏‌دار دیده می‌‏‌شوند و اندازة بیشتر آنها از 2 میلیمتر کمتر است. در یک گروه از نمونه‏‌ها، فنوکریست‏‌هایی از کانی‏‌های کدر نیز دیده می‏‌شوند که شاید محصول ثانوی دگرسانی کانی‏‌های فرومنیزین باشند (شکل 4- H). کانی‏‌های کدر در زمینة سنگ در فضای میان میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز به مقدار فراوان دیده می‏‌شوند (تا بیش از 10 درصدحجمی مودال) که بخشی از آنها پیامد تجزیة کانی‏‌های فرومنیزین (بیشتر کلینوپیروکسن) هستند. در برخی کانی‏‌های زمینة سنگ دگرسانی کلریتی نیز دیده می‌شود؛ اما بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر به سریسیت تجزیه شده‏‌اند. در برخی نمونه‏‌های بازالتی به‌ندرت فنوکریست‏‌های کانی‏‌های فرومنیزین دیده می‌شوند. این کانی‏‌ها که بیشتر کلینوپیروکسن هستند فضای میان میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز در زمینة سنگ را فراگرفته‏‌اند (بافت اینترسرتال) (شکل‌های 4- I تا 4- K). در برخی سنگ‏‌های بازالتی دگرسانی کلسیتی بسیاری روی داده است و قالب فنوکریست‏‌ها با کلسیت پر شده است. پرشدگی از سیلیس در فضاهای خالی در برخی نمونه‏‌ها نیز دیده می‏‌شود. کلریتی‏‌شدن در برخی نمونه‏‌های بازالتی گسترش بسیاری دارد (شکل 4- L). افزون‌براین، گاه کانی‏‌های فرومنیزین (الیوین) ایدنگسیتی نیز شده‏‌اند.

شکل 4- ویژگی‏‌های میکروسکوپی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة جنوب‏‌باختری جلفا. A، B) سنگ‏‌های ایگنیمبریتی پرمین با فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار و بافت اوتاکسیتی که فیام‏‌ها و شاردگلاس‏‌های نواری در زمینة سنگ به‌ویژه در شکل A دیده می‌شوند؛ C) توف اسیدی پرمین که بیشتر درشت‌بلورهای آن پلاژیوکلاز هستند. این توف‏‌ها بیشتر به‏‌صورت ویتریک‏‌توف هستند؛ D) ریولیت‏‌های پرمین با فنوکریست‏‌های آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز. زمینة این سنگ‏‌ها دچار فرایند تبلور دوبار شده است؛ E، F) داسیت- آندزیت‏‌های پرمین. بافت این سنگ‏‌ها میکرولیتی پورفیری است و بیشتر پورفیرها از جنس پلاژیوکلاز هستند. در شکل F قالب یک کانی فرومنیزین (هورنبلند؟) دگرسان شده دیده می‏‌شود که با کانی کدر پرشده است؛ G، H) بافت تراکیتی در بازالت‏‌های دونین. در این سنگ‌ها بخش بزرگی از سنگ با میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز فراگرفته شده است و فنوکریست‏‌ها کمتر دیده می‏‌شوند. اگرچه گاه میکروفنوکریست‏‌هایی از کانی‏‌های کدر دیده می‏‌شود (شکل H) که ممکن است قالب پرشدة کانی‏‌های فرومنیزین با کانی‏‌های کدر ثانوی باشد؛ I، J، K) بافت اینترسرتال در بازالت‏‌های دونین که فضای میان پلاژیوکلازها به‏‌صورت بخشی با کلینوپیروکسن پرشده است؛ L) دگرسانی کلریتی در بازالت‏‌های دونین (شکل‏‌های A و L در حالت PPL و دیگر شکل‌ها در حالت XPL هستند)

سن‌سنجی ایزوتوپی

سنگ‏‌های خروجی اسیدی شمال روستای پیر اسحاق یکی از واحدهای آذرین منطقه هستند که برپایة روابط چینه‏‌شناسی سن آنها دقیقاً روشن نیست و جای پرسش دارد. این سنگ‏‌ها در زیر ماسه‏‌سنگ‏‌ها پرمین پیشین جای می‏‌گیرند و پیش از این سن آنها دونین- کربونیفر دانسته می‌شد (Abdollahi and Hosseini, 1996). ازاین‌رو، این واحد به‌روش ایزوتوپی U-Pb سن‌سنجی شد. سن‏‌سنجی U-Pb برای 7 بلور زیرکن جداشده از نمونه MJU-1 انجام شد. طول این زیرکن‏‌ها تا بیشتر از 250 میکرون نیز می‏‌رسد. تصویرهای کاتدولومینسانس (شکل5- A) برای بیشتر بلورهای زیرکن حالت زونینگ را نشان می‏‌دهند. این ویژگی مربوط به زیرکن‏‌هایی است که پیامد تبلور ماگمایی هستند (Hoskin and Schaltegger, 2003). نقاط تجزیه‌شده بیشتر روی بخش‏‌هایی از بلور متمرکز شده‌اند که زونینگ دارند. ازاین‌رو، سن به‌دست‌آمده نشان‌دهندة سن تبلور و یا رشد کانی درون مذاب است.

داده‌های تجزیة شیمیایی زیرکن‏‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند. نمودار کنکوردیا برپایة نسبت ²⁰⁶Pb/²³⁸U در برابر نسبت ²⁰⁷Pb/²³⁵U در شکل 5- B نمایش داده شده است. برپایة این نمودار سن کنکوردیای به‌دست‌آمده برای نمونة یادشده 4/4± 8/297 میلیون سال پیش است که در حقیقت، نشان‌دهندة آغاز پرمین یا مرز کربونیفر- پرمین است.

شکل 5- A) تصویرهای کاتودولومینیسنس زیرکن‏‌ها در سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی جنوب‏‌باختری جلفا (نماد دایره نقطة تجزیه‌شده را نشان می‏‌دهد)؛ B) نمودار کنکوردیا برای زیرکن‏‌های بررسی‌شده

زمین‏‌شیمی

ترکیب شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة جنوب‏‌باختری جلفا در جدول 2 آورده شده است. در کل، نمونه‏‌ها دو طیف بازیک و اسیدی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که سنگ‏‌های آتشفشانی دونین بیشتر در محدودة بازالت و سنگ‏‌های آتشفشانی پرمین در محدودة ریولیتی جای می‏‌گیرند (شکل 6).

جدول 2- ترکیب شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) در سنگ‏‌های آتشفشانی پالئوزوییک جنوب‏‌باختری جلفا (rh.ign: ایگنیمبریت ریولیتی؛ rh: ریولیت؛ tr.and: تراکی‌آندزیت؛ rh.tuff: توف ریولیتی)

شکل 6- رده‏‌بندی شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی پالئوزوییک جنوب‏‌باختری جلفا در نمودار Zr/TiO₂- Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977)

الف- سنگ‏‌های آتشفشانی (بازیک) دونین: در این سنگ‏‌ها، مقدار LOI برابربا 9/3 تا 09/7 درصدوزنی است. بالا‏‌بودن نسبی این فاکتور در برخی نمونه‏‌ها نشان‏‌دهندة تأثیر فرایند دگرسانی بر آنهاست (جدول 2). محاسبة درصدوزنی اکسیدها با حذف LOI نشان می‌دهد تمرکز TiO₂ در این سنگ‏‌ها بالا است و مقدارآن برابربا 54/1 تا 5/3 درصدوزنی است. K₂O فراوانی چشمگیری ندارد (13/0 تا 79/0 درصدوزنی)؛ اما بالا‏‌بودن تمرکز Na₂O (89/2 تا 54/6 درصدوزنی) نشان‌دهندة سرشت آلکالن سدیک نمونه‏‌هاست. از سوی دیگر، تمرکز MgO برابربا 98/1 تا 56/6 درصدوزنی است و مقدار Mg# (Mg#=MgO*100/MgO+FeO_T) نیز برابربا 2/22 تا 7/48 درصدوزنی است. کم‏‌بودن نسبی Mg# در برخی نمونه‏‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة جدایش بلوری فازهای فرومنیزین (مانند: الیوین و پیروکسن) است.

الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) و نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) در شکل 7 نمایش داده شده‏‌اند. سنگ‌های بازیک دونین الگوی عنصرهای خاکی کمیاب جدایش‌یافته را نشان می‏‌دهند (شکل 7- A) که غنی‏‌شدگی شدید عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) در آن به‌خوبی دیده می‌شود. در این سنگ‏‌ها نسبت‏‌ La_N/Yb_N بالا و در بازة 2/5 تا 17 است. نسبت‏‌های Sm_N/Yb_N و La_N/Sm_N نیز که به‏‌ترتیب تغییراتی برابربا 1/2 تا 5/4 و 5/2 تا 2/4 را نشان می‏‌دهند گویای غنی‏‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) به عنصرهای خاکی کمیاب میانه (MREE) و عنصرهای خاکی کمیاب میانه (MREE) به سنگین (HREE) هستند. مقدار میانگین La، Sm و Yb در نمونه‏‌ها نیز نسبت به ترکیب استاندارد (کندریت) به‏‌ترتیب 219، 67 و 23 برابر غنی‏‌شدگی نشان می‌دهد. نسبت Eu/Eu* مقدار نزدیک به یک (9/0 تا 16/1) دارد و نشان می‏‌دهد الگوها آنومالی چشمگیر مثبت یا منفی Eu ندارند. در حقیقت، این نکته نافی اینست که ترکیب شیمیایی نمونه‏‌ها بسیار تحت‌تأثیر جدایش بلوری یا تجمع پلاژیوکلاز بوده است. برپایة نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (شکل 7- B)، تمرکز عنصرهای ناسازگار در این سنگ‏‌ها غنی‏‌شدگی چشمگیری دربرابر ترکیب گوشته اولیه دارد. از سوی دیگر، عنصرهای ناسازگار LIL (عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ) مانند Ba دربرابر عنصرهای HFS (عنصرهای با قدرت میدان بالا) غنی‏‌شدگی نسبی دارند. افزون‌بر این در این شکل، نمودار عنکبوتی بهنجارشده این سنگ‏‌ها با بازالت‏‌های OIB (بازالت‏‏‌های جزایر اقیانوسی)، N-MORB و E-MORB مقایسه شده است و نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها از دیدگاه تمرکز عنصرهای ناسازگار شباهت بسیاری به مذاب‏‏‌های OIB دارند. اگرچه تهی‏‌شدگی نسبی K و Rb و تا اندازه‌ای Sr در الگوها دیده می‏‌شود که برپایة تحرک بالای این عنصرها گمان می‌رود تمرکز آنها تحت‌تأثیر فرایندهای ثانویه بوده است.

ب- سنگ‏‌های آتشفشانی (اسیدی) پرمین: در این سنگ‏‌ها، مقدار SiO₂ برابربا 4/58 تا 8/78 درصدوزنی است. بازة مقدار Na₂O و K₂O نیز به‏‌ترتیب برابربا 84/2 تا 62/7 و 13/0 تا 14/6 درصدوزنی است. مجموع عنصرهای آلکالن (Na₂O + K₂O) در این سنگ‏‌ها که برابربا 56/6 تا 64/9 درصدوزنی است، نشان‏‌دهندة تمرکز بالای عنصرهای آلکالن در آنهاست. الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده برای این سنگ‏‌ها (شکل 7- C)، غنی‏‌شدگی چشمگیر REE نمونه‏‌ها نسبت به کندریت را نشان می‏‌دهد. La_N و Yb_N به‏‌ترتیب برابربا 135 تا 437 و 5/18 تا 7/45) هستند. از سوی دیگر، الگوی REE شیب منفی دارد و LREE و MREE نسبت به HREE غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که در این سنگ‏‌ها، نسبت‏‌های La_N/Yb_N، Sm_N/Yb_N و La_N/Sm_N به‏‌ترتیب برابربا 1/7 تا 3/11، 7/1 تا 8/2 و 9/2 تا 2/4 هستند. در این شکل آنومالی منفی Eu دیده می‏‌شود (7/0- 25/0Eu/Eu*=) که چه‌بسا نشان‌دهندة جدایش بلوری پلاژیوکلاز در نمونه‏‌ها است. نکته دیگر اینکه، تشابه شکل کلی الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‌های گوناگون از دیدگاه تمرکز نسبی عنصرها و موازی‏‌بودن الگوها چه‌بسا گواهی بر وابستگی زایشی نمونه‏‌هست. نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه نیز در شکل 7- D نمایش داده شده است. در این شکل نیز الگوی کلی نمونه‏‌ها با یکدیگر شباهت دارد؛ مگر در دو نمونه که در آنها عنصرهای LIL (مانند: K، Rb و Ba) تهی‏‌شدگی دارند. ازآنجایی‌که این دو نمونه به دیگر نمونه‏‌های اسیدی شباهت شیمیایی نشان می‌دهند، تفاوت‏ تمرکز عنصرهای LIL در آنها به تحرک این عنصرها (Zack and John, 2007; Spandler and Pirard, 2013) وابسته دانسته می‌شود و چه‌بسا به‌دنبال رویداد فرایندهای ثانویه (مانند دگرسانی) در برخی نمونه‏‌ها تهی شده‌اند. در این شکل نیز تهی‏‌شدگی آشکاری در فراوانی عنصر Sr دیده می‏‌شود که به‌همراه تهی‏‌شدگی Eu (شکل 7- C) نشان‏‌دهندة جدایش بلوری پلاژیوکلاز است (Rollinson, 2014). نکته مهم دیگری که در نمودارهای عنکبوتی دیده می‏‌شود تهی‏‌شدگی عنصرهای HFS (مانند: Nb، Ta و Ti) است. تهی‏‌شدگی عنصرهای HFS در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده از ویژگی‏‌های ماگماتیسم مناطق مرتبط با پهنة فرورانش است (Pearce, 1982; Hawkesworth and Ellam, 1989; Kelemen et al., 1993; Woodhead et al., 1993; Baier et al., 2008)؛ اگرچه آنومالی منفی عنصرهای HFS (مانند: Nb) شاید در پی آلایش پوسته‏‌ای نیز رخ دهد (Hawkesworth, et al., 1992; Griselin et al., 1997; Goodenough et al., 2002; Halama et al., 2004). در ادامه به بررسی این نکته پرداخته می‌شود.

شکل 7- الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت و نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه در سنگ‏‌های بازالتی دونین (شکل‏‏‌های A و B) و سنگ‏‌های آتشفشانی پرمین (شکل‏‏‌های C و D) (از ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای کندریت و گوشته اولیه (در بهنجار‏‌سازی) و نیز OIB، N-MORB و E-MORB بهره گرفته شده است)

بحث

الف- شواهد سنی ماگماتیسم پالئوزوییک پسین در محدودة جنوب‏‌باختری جلفا

در شمال‏‌باختری منطقه بررسی‌شده رخنمون قابل‌توجهی از نفوذی‏‌های گرانیتی دیده می‌شود. این گرانیتوییدها (تودة سیاه‌باز) سرشت نوع A دارند (Fazlnia, 2017) و از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی شباهت بسیاری به ریولیت‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش نشان می‌دهند. برپایة آنچه در نقشة زمین‏‌شناسی منطقه (Oskuei and Hajialilu, 1995) آمده است، این توده‏‌های نفوذی، سازند روته (پرمین میانی) را قطع کرده‌ و با کنگلومرای الیگومیوسن پوشیده شده‌اند. بر این پایه، سن این سنگ‏‌ها پس از پرمین و پیش از میوسن دانسته شده است (Oskuei and Hajialilu, 1995)؛ اگرچه در بررسی دیگری و برپایة ویژگی‌‌های صحرایی و روابط چینه‏‌شناختی توده‏‌های نفوذی سیاه‏‌باز با واحدهای رسوبی مجاور، سن پس از پرمین این توده‏‌های نفوذی مورد تردید قرار گرفته است. برپایة این بررسی، توده‏‌های نفوذی درون سازندهای پرمین نفوذ نکرده‌اند؛ بلکه سازندهای پرمین (سازند روته) آنها را به‏‌صورت دگرشیب پوشانده‌اند (Fazlnia, 2017). سن ایزوتوپی ریولیت‏‌های منطقه نشان‏‌دهندة سن پرمین آغازین (4±8/297 میلیون سال پیش) برای این سنگ‌هاست. این سن با سن پیش از پرمین میانی توده‏‌های گرانیتوییدی سیاه‌باز (Fazlnia, 2017) همخوانی دارد. تودة نفوذی مافیک- الترامافیک غازان نمونة دیگری از ماگماتیسم پالئوزوییک پسین در شمال‌باختری ایران است (Asadpour et al., 2013). برپایة سن‌سنجی ایزوتوپی به روش U-Pb سن نفوذی‏‌های مافیک 299 میلیون سال پیش برآورد شده است (Asadpour et al., 2013) که نزدیکی بسیار بالایی به سن ریولیت‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش دارد. ازاین‌رو، گمان می‌رود منطقة شمال‌باختری ایران در زمان پالئوزوییک پسین نشانه‌هایی از ماگماتیسم را در خود ثبت کرده است که تنوعی از نفوذی تا آتشفشانی و بازیک تا اسیدی دارند.

ب- سنگ‌‌زایی و جایگاه زمین‏‌ساختی

ب- 1- ماگماتیسم بازالتی دونین: همان‌گونه‌‌که پیشتر گفته شد بخشی از نمونه‏‌های بررسی‌شده سنگ‏‌های بازیک دونین هستند. این سنگ‏‌ها که به‏‌صورت میان‏‌لایه و بیشتر با آواری‏‌ها برونزد دارند از دیدگاه شیمیایی در گروه بازالت‏‌های آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 6). شیمی عنصرهای اصلی این سنگ‏‌ها نیز با تمرکز بالای Na₂O و TiO₂ شناخته می‏‌شود که با سرشت آلکالن (سدیک) این سنگ‏‌ها همخوانی دارد. تمرکز عنصرهای کمیاب در این سنگ‏‌های بازالتی نیز که در شکل‏‏‌های 7- A و 7- B نمایش داده شده است نشان‏‌دهندة الگوی عنصرهای خاکی کمیاب جدایش‌یافته (نسبت بالای LREE/HREE) و نمودار عنکبوتی همانندِ بازالت‏‌های OIB است. در شکل 7- A، شیب الگوی عنصرهای خاکی کمیاب با مذاب‏‌های آلکالن برخاسته از گوشته تهی‌نشده و کمابیش ژرف همخوانی دارد (Zhou et al., 2009; Davis et al., 2011). در شکل 7- B نیز نبود آنومالی منفی Nb و Ta نشان‌دهندة ماگماتیسم برخاسته از محیط درون‏صفحه‌ای و بی‌تأثیر از پهنة فرورانش (همانند بازالت‏‌های OIB) است. نمودارهای شناسایی جایگاه زمین‏‌ساختی این سنگ‏‌ها نیز با این نکته همخوانی دارند. شکل 8 –A نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای غنی و نامرتبط با پهنة فرورانش برای نمونه‏‌های بازالتی است. در شکل 8- B نیز جایگاه درون‌صفحه‌ای این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شود. ازاین‌رو، آنچه آشکارا اذعان می‌شود اینکه ماگماتیسم بازالتی دونین در منطقة شمال‌باختری ایران خاستگاه درون‏صفحه‌ای دارد که چه‌بسا با سازوکار زمین‏‌ساختی کششی وابسته است. چنین مذاب‏‌هایی از ویژگی‌های ماگماتیسم پالئوزوییک ایران هستند و به‏‌صورت متناوب در زمان‏‌های اردویسین- سیلورین، دونین و پرمین فوران کرده‏‌اند (Berberian and King, 1981). نشانه‌های پیدایش این مذاب‌ها در بخش‌های گوناگون ایران (مانند: ایران مرکزی و البرز) دیده می‏‌شود (Derakhshi and Ghasemi, 2015; Ghasemi and Dayhimi 2015; Delavari et al., 2016). ماگماتیسم دونین در بخش‌های گوناگون ایران به‏‌صورت میان‏‌لایه با رسوب‌های شمال‌باختری (سازند ایلان قره)، البرز (سازند جیرود) و ایران مرکزی (سازند پادها) (Wendt et al., 2002, 2005) دیده می‏‌شود. در البرز خاوری (شمال شاهرود)، پیدایش سنگ‌های بازیک دونین به زمین‏‌ساخت کششی مرتبط با بازشدن اقیانوس پالئوتتیس نسبت داده شده است (Ghasemi and Dayhimi, 2015). در البرز مرکزی (شمال بلده) نیز فوران‏‌های بازالتی‏‌ گزارش شده است که سن پرمین دارند و برپایة ویژگی‏‌های شیمیایی آلکالن آنها، به یک محیط درون‏صفحه‌ای و مرتبط با سازوکار زمین‏‌ساخت کششی در مراحل آغازین گسترش اقیانوس نئوتتیس ارتباط داده شده‏‌اند (Delavari et al., 2016).

شکل 8- شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش بازالت‏‌های دونین جنوب‏‌باختری جلفا در: A) نمودار Th/Yb دربرابر Ta/Yb (Pearce, 1982)؛ B) نمودار Zr/Y دربرابر Zr (Pearce and Norry, 1979)

ب- 2- ماگماتیسم اسیدی پرمین: ریولیت‏‌های بررسی‌شده سن پرمین آغازی دارند و از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی سرشت متاآلومینوس تا پرآلومینوس (مقدارA/NK برابربا 1 تا 22/1 و مقدار A/CNK برابربا 88/0 تا 11/1) نشان می‏‌دهند. از دیدگاه فراوانی عنصرهای اصلی از ویژگی‏‌های مهم این سنگ‏‌ها بالا‏‌بودن نسبت FeO_T/MgO (7/8 تا 7/91) است که از ویژگی‏‌های گرانیت‏‌های نوع A به‌شمار می‌رود (Eby, 1990). همچنین، از دیدگاه شیمی عنصرهای فرعی و کمیاب، این سنگ‏‌ها در گروه گرانیت‏‌های نوع A جای می‏‌گیرند (شکل 9).

شکل 9- بررسی سرشت نمونه‏‌های ریولیتی منطقة جلفا در: A) نمودار Zr دربرابر 10000*Ga/Al که گرانیت‏‌های نوع A را از نوع I و S جدا می‏‌کند (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار سه‌تایی Nb-Y-3Ga که گرانیت‏‌های نوع A را به دو گروه A1 و A2 رده‌بندی می‌کند (Eby, 1992)؛ C) نمودار Yb/Ta دربرابر Y/Yb (Eby, 1992)

همچنین، از دیدگاه جایگاه زمین‏‌ساختی، این ریولیت‏‌ها از مذاب‏‌های درون‌صفحه‌ای و جایگاه غیرکوهزایی به‌شمار می‌روند (شکل 10). ویژگی‏‌های کلی گرانیت‏‌های نوع A بدین‌گونه است (Whalen et al., 1987; Eby, 1990, 1992; Bonin, 2007; Eby, 2011; Grebennikov, 2014):

1- در سازوکار‏‌های کششی درون‏صفحه‌ای و یا پس از برخورد پدید می‌آیند؛

2- متاآلومینوس تا پرآلکالن و گاه پرآلومینوس هستند؛

3- نسبت FeO_T/MgO در آنها بالاست؛

4- گرانیت‏‌های نوع A1 شاید از مذاب‏‌های بازالتی با خاستگاه OIB جدا شده‏‌اند؛ اما گروه A2 از سنگ‌کرة زیرقاره‏‌ای یا پوستة زیرین ریشه می‏‌گیرند؛

5- با اینکه گرانیت‏‌های نوع A1 همواره در پهنه‏‌های غیرکوهزایی درون‌صفحه‌ای پدید می‌آیند، اما پیدایش گرانیت‏‌های نوع A2 بیشتر در پهنه‏‌های پس از کوهزایی- پس از برخورد روی می‌دهد؛

6- مذاب‏‌های نوع A1 از دیدگاه زمانی و مکانی با سنگ‏‌های آلکالن زیراشباع از سیلیس همراهی نشان می‏‌دهند؛ اما این ویژگی دربارة مذاب‏‌های نوع A2 دیده نمی‌شود.

شکل 10- نمودارهای شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی مذاب‏‌های گرانیتوییدی. A) نمودار Nb-Y (Pearce, et al., 1984)؛ B) نمودار سه‌تایی Rb/30-Hf-Ta*3 (Harris et al., 1986)؛ C) نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985)