زمین‌شیمی و سنگ‌زایی سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند: شاهدی بر ماگماتیسم کافت درون‌قاره‌ای

بدرزاده, زهرا; آقازاده, مهراج; فتحی, سحر

doi:10.22108/ijp.2020.122485.1173

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,677
تعداد مقالات	13,681
تعداد مشاهده مقاله	31,752,403
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,550,901

زمین‌شیمی و سنگ‌زایی سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند: شاهدی بر ماگماتیسم کافت درون‌قاره‌ای

پترولوژی

مقاله 3، دوره 11، شماره 3 - شماره پیاپی 43، آذر 1399، صفحه 21-40 اصل مقاله (2.29 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2020.122485.1173

نویسندگان

زهرا بدرزاده^* ¹؛ مهراج آقازاده²؛ سحر فتحی³

¹استادیار گروه زمین شناسی، دانشگاه پیام نور، ایران

²دانشیار گروه زمین شناسی ، دانشگاه پیام نور

³گروه زمین‏‏‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، ایران

چکیده

توالی سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی بررسی‌شده به سن کربنیفر در استان آذربایجان‌‎شرقی، شمال شهرستان مرند و در پهنة ساختاری ایران‌مرکزی جای دارد. این مجموعه دربردارندة تناوبی از ماسه‎سنگ، شیل، کنگلومرا، سنگ‎آهک، سنگ‌های آذرآواری فلسیک، آلکالی‌بازالت و ریولیت است که زیر توالی رسوبی پرمین و روی سنگ‌های رسوبی دونین رخنمون یافته‎اند. ماگماتیسم این منطقه از نوع دوگانه است. سنگ‌های بازیک سرشت آلکالن دارند و از عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ غنی‌شدگی و از عنصرهای با قدرت یونی بالا تهی‌شدگی دارند و ازاین‌رو، ویژگی‌هایی همانند بازالت‌های نوع OIB نشان می‎دهند. برپایة ویژگی‎های عنصرهای کمیاب، سنگ‌های بازیک از ذوب‌بخشی درجه پایین خاستگاه گوشته‌ای گارنت- اسپینل لرزولیتی پدید آمده‌اند که هنگام صعود به سطح دچار جدایش بلورین شده‌اند. برپایة بررسی‌های زمین‎شناسی و داده‎های عنصرهای اصلی و کمیاب، سنگ‌های ریولیتی منطقه را با گرانیتوییدهای نوع A می‌توان مقایسه کرد. نسبت‌های عنصرهای کمیاب این سنگ‌ها بسیار نزدیک به ترکیب برآوردشده برای پوستة قاره‎ای کل و نشان‌دهندة خاستگاه پوسته‌ای این سنگ‌هاست. سنگ‌های ریولیتی پیامد ذوب آبگیری تونالیت یا گرانودیوریت و در پی نفوذ ماگمای بازیک و تأمین گرمای لازم هستند. ولکانیسم دوگانة منطقه در زمان کربونیفر در پاسخ به فرایند کافت‌زایی و بالاآمدگی سست‌کره در فازهای نخستین بازشدگی نئوتتیس روی داده است.

کلیدواژه‌ها

سنگ‌های آتشفشانی؛ سنگ‌زایی؛ کافت؛ پالئوزییک؛ مرند

اصل مقاله

در شمال‌باختری شهرستان مرند (شکل 1- A) و در پهنة ایران‏‌مرکزی (Stöcklin, 1968)، توالی از سنگ‌های رسوبی با میان‏‌لایه‏‌هایی از سنگ‌های آتشفشانی بازیک و فلسیک با روند تقریبی شمال‌باختری -جنوب‏خاوری به سن کربنیفر (Abdolahi and Hosseini, 1996) برونزد دارند. این توالی آتشفشانی- رسوبی دربردارندة تناوب ماسه‎سنگ، سنگ‏‌آهک، شیل، کنگلومرا و سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب اسیدی و بازیک است که زیر توالی‏‌های رسوبی پرمین (سازند درود) و روی سنگ‌های رسوبی سازند جیرود به سن دونین بالایی- کربنیفر زیرین ته‏‌نشست یافته‏‌اند (Abdolahi and Hosseini, 1996). این سکانس از نزدیکی روستای زال تا روستای سعدی با درازای نزدیک به 10 کیلومتر و به ستبرای نزدیک به 150 متر رخنمون دارد (شکل 1- B).

در محدودة بررسی‌شده، مطالعات انجام‌شده شامل تهیة نقشةزمین‎شناسی 1:100000 جلفا (Abdolahi and Hosseini, 1996)، نقشة زمین‎شناسی 1:100000 قره‏‌ضیاءالدین (Oskuie and Hajialilu, 1995) و نیز ‌‌بررسی برش چینه‎شناسی سیستم پرمین در شمال روستای پیراسحاق (Sadeghi et al., 2015) است. سنگ‌های آتشفشانی کربنیفر در شمال‌باختری مرند تا کنون از دیدگاه زمین‎شناسی، زمین‌شیمی و سنگ‌زایی دقیق بررسی نشده‏‌اند. بررسی محیط زمین‌ساختی پیدایش این سنگ‌ها در تعیین الگوی تکامل ژئودینامیکی پهنة آذربایجان اهمیت دارد. ازاین‌رو، در این نوشتار تلاش شده است سنگ‌های آتشفشانی این مجموعه برای تعیین ویژگی‏‌های سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی، سنگ‌زایی و محیط زمین‌ساختی قدیمی پیدایش آنها بررسی شوند.

زمین‏‌شناسی منطقه

سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده در 45 کیلومتری شهرستان مرند در استان آذربایجان‏‌شرقی رخنمون دارند (شکل 1) که بخش‏‌هایی از ورقه‏‌های 1:100000 جلفا (Abdolahi and Hosseini, 1996) و قره‏‌ضیاءالدین (Oskuie and Hajialilu, 1995) را دربر می‏‌گیرد. مجموعه سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی بررسی‌شده از نزدیکی روستای زال تا روستای سعدی رخنمون دارند (شکل 1).

توالی کامل این سنگ‌ها در شمال‏خاوری روستای سعدی به‌خوبی دیده می‌شود. این منطقه بخشی از ایران مرکزی با پی‎سنگ متبلور پرکامبرین، رسوبات پلاتفرمی پالئوزوییک به‌همراه سنگ‌های آذرین و رسوبی کامبرین تا تریاس است. کهن‎ترین واحدهای رخنمون‌یافته در منطقة بررسی‌شده نهشته‎هایِ پالئوزوییک به سن دونین بالایی هستند (Abdolahi and Hosseini, 1996). این نهشته‌ها دربردارندة توالی از ماسه‏‌سنگ کوارتزیتی، سنگ‏‌آهک، دولومیت و میان‏‌لایه‏‌هایی از شیل‏‌های میکادار و لایه‏‌های ژیپس هستند (شکل ‏‌2) و در بخش‏‌های پایین بیشتر شامل رخسارة ماسه‏‌سنگی و در بخش‏‌های بالا شامل رخساره آهکی هستند که فسیل‏‌های فراوان براکیوپود دارند (Oskuie and Hajialilu, 1995). سازند جیرود به سن دونین بالایی- کربنیفر زیرین به‌طور همشیب روی نهشته‏‌هایِ دونین بالایی جای گرفته است. این سازند دربردارندة سنگ‏‌آهک‏‌های دانه‏‌ریز، شیل‏‌های سیاه، آهک‏‌مارنی، ماسه‏‌سنگ کوارتزیتی و سیل‏‌های دیابازی به رنگ سبزتیره است. روی نهشته‏‌هایِ دونین بالایی، توالی نسبتاً ستبری از مجموعه سنگ‌های رسوبی- آتشفشانی جای گرفته است که زیر نهشته‏‌های ماسه‏‌سنگی قرمز پرمین آغازین (سازند دورود) جای دارند (شکل 2- A). برپایة بررسی‌های چینه‏‌شناسی، سن مجموعه سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی منطقه، کربنیفر دانسته شده است (Abdolahi and Hosseini, 1996). مرز بالایی نهشته‏‌های آتشفشانی- رسوبی بررسی‌شده با واحد ماسه‏‌سنگی سازند دورود با کنگلومرای فرسایشی ‌‌به‌صورت ناپیوستگی همشیب است.

شکل 1- A) نقشة ساختاری ساده‌شده شمال‌باختری ایران و جایگاه منطقة بررسی‌شده و توده‏‌های آذرین درونیِ میشو (Saccani et al., 2013) و قوشچی (Shafaii Moghadam et al., 2015)؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی منطقة بررسی‌شده با تلفیق نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی جلفا (Abdolahi and Hosseini,1996) و قره‏‌ضیاالدین (Oskuie and Hajialilu,1995) در مقیاس 1:100000 و با کمی تغییرات

سنگ‌هایِ پرمین در منطقه گسترش چشمگیری نشان می‌دهند. این نهشته‏‌ها با ماسه‏‌سنگ قرمزرنگ آغاز می‌شوند و میان‏‌لایه‏‌هایی از کنگلومرای قرمز و شیل دارند که با سازند دورود قابل مقایسه هستند. قطعات کنگلومرا کاملاً گردشده و از جنس سنگ‏‌آهک و ماسه‏‌سنگ کوارتزیتی و سنگ‌های آتشفشانی ریولیتی و بازالتی هستند. سنگ‏‌آهک‏‌های پرمین (سازند روته) با ناپیوستگی همشیب روی نهشته‏‌های ماسه‏‌سنگی پرمین آغازین جای دارند. نهشته‎های پرمین بالایی (سازند نسن) دربردارندة سنگ‏‌آهک به‌همراه مارن و آهک شیلی هستند. روی این نهشته‏‌ها، تناوبی از سیلتستون و مارن با میان‏‌لایه‏‌های شیل و آهکِ سازند الی‏‌باشی وجود دارد که گذر از پرمین به تریاس را نشان می‏‌دهند (Stepanov et al., 1969). واحد یادشده کم‌کم با آهک‏‌های زردرنگِ سازند الیکا به سن تریاس پیشین جایگزین می‏‌شود. مرز پرمین- تریاس پیوسته و همشیب است (Sadeghi et al., 2015).

بیشتر مجموعه سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی کربنیفر رخسارة قاره‏‌ای تا دریایی کم‏ژرفا نشان می‌دهند و دربردارندة شیل، ماسه‎سنگ، کنگلومرا، با کمی آهک به‌همراه میان‏‌لایه‏‌های سنگ‌های آذرین آتشفشانی فلسیک و بازیک هستند (شکل‌های 2-B و 2- C). وجود آمیگدال‎های فراوان در آلکالی‎بازالت‏‌ها، نبود ساختارهای بالشی در آنها، وجود ته‏‌نشست‏‌های ایگنمبریتی، پیدایش پپریت، حضور لایه‏‌های‏‌ کنگلومرا به‌همراه حضور میان‏‌لایه‏‌های آهکی نشان می‌دهند محیط به‌طور متناوب از خشکی به کم‏ژرفای دریایی تغییر یافته است (Fisk and Matsuda, 1964; Jackson, 1992).

سکانس یادشده دربردارندة تناوبی از کریستال‏‌لیتیک‌توفِ ریولیتی، ایگنیمبریت، ریولیت، بازالت، ماسه‏‌سنگ توفی، ماسه‏‌سنگ آرکوزی، کوارتزآرنایت، کنگلومرا و شیل قرمز است. همچنین، میان‏‌لایه‎هایی از آهک با ستبرای متغیر و عمدتاً کمتر از 1 متر دارد. افزون‌براین، میان‏‌لایه‏‌هایی از آهک لوماشل نیز دیده می‏‌شود که فسیل‏‌های فراوان براکیوپود دارند. ستبرای لایه‏‌های کنگلومرای پلی‎ژنتیک در این توالی گاه تا 30متر نیز می‏‌رسد. این لایه‌ها قطعات زاویه‏‌دار و ‌‌بیشتر گردشده بازالت و ریولیت دارند که اندازة آنها از اندازة ماسه تا بولدر (بیشتر از 20 سانتیمتر) در نوسان است. این قطعات با ماتریکس قرمزرنگی از مواد آواری دانه‌ریز تا دانه متوسط به‌هم پیوسته شده‏‌اند. در این توالی، پپریت نیز دیده می‏‌شود که از رسوب‌های شیلی به‌همراه بخش‏‌های بازالتی یا ریولیتی ساخته شده است و نشان‌دهندة اختلاط ماگما با رسوب‌های نرم آبدار است.

سنگ‌های فلسیک در رخنمون صحرایی ‌‌به‌صورت مزوکرات تا لوکوکرات، با رنگ خاکستری روشن و مایل به قرمز و ‌‌به‌صورت روانه ریولیتی، لیتیک‏‌کریستال توف و ایگنیمبریت دیده می‌شوند. این سنگ‌ها ‌‌به‌صورت متناوب همراه با بازالت و سنگ‌های رسوبی در منطقه رخ داده‏‌اند. روانه‏‌های ریولیتی در ‌‌بیشتر موارد قطعات ریز تا درشتی از سنگ‌های بیگانه به‌ویژه شیل دارند (شکل 2- D). ‌‌این سنگ‌ها بیشتر درشت‏‌بلورهایی از فلدسپار و کوارتز چشمی در زمینة دانه‏‌ریز دارند (شکل 2- E).

حجم روانه‏‌های بازالتی در مقایسه با سنگ‌های ریولیتی بیشتر است. در سکانس بررسی‌شده نزدیک به 30 لایة بازالتی با ستبرای کمتر از 5/0 متر تا بیشتر از 10 متر دیده می‌شوند. این لایه‌ها معمولاً برجسته‌تر از لایه‌های همراه هستند. لایه‏‌های بازالتی ملانوکرات تا مزوکرات هستند و رنگ خاکستری تیره دارند. این سنگ‌ها بسیار ریزدانه هستند و گاه آمیگدال‏‌هایی با اندازة 5/0 میلیمتر تا 2 سانتیمتر دارند (شکل 2- F). این حفره‌ها ‌‌بیشتر با کلریت و کلسیت پر شده‏‌اند.

شکل 2- تصویرهای صحرایی از سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند. A) نمایی از جایگیری توالی آتشفشانی- رسوبی کربنیفر روی واحدهای دونین بالایی و زیر توالی پرمین (دید رو به شمال)؛ B) نمایی از تناوب روانه‏‌های آلکالی‏‌بازالت، ریولیت، شیل، ماسه‏‌سنگ و آهک زیر توالی پرمین (دید رو به شمال‌باختری)؛ C) نمایی نزدیک از تناوب سنگ‌های آتشفشانی آلکالی‏‌بازالتی و ریولیتی به‌همراه سنگ‌های رسوبی (دید رو به باختر)؛ D) نمای نزدیک از سنگ‌های ریولیتی منطقه و قطعه‌های شیل درون آن؛ E) نمای نزدیک از سنگ‌های ریولیتی منطقه با درشت‏‌بلورهای فلدسپار در زمینة دانه‏‌ریز؛ F) نمای نزدیک از آلکالی‏‌بازالت‏‌ها با رنگ تیره و با حفره‌ها

روش انجام پژوهش

ﻧﻤﻮﻧــﻪﺑــﺮداری از لایه‏‌های گوناگون ﺳــﻨﮓ‏‌ﻫــﺎی آتشفشانی بازالتی و سنگ‌های فلسیک ﻣﻨﻄﻘــﻪ و تا حد امکان از ﺑﺨــﺶ‏‌هــﺎی ﺑــﺎ ﮐﻤﺘــﺮﯾﻦ دﮔﺮﺳــﺎﻧﯽ اﻧﺠــﺎم ﺷــﺪ. سپس برای بررسی‌های میکروسکوپی، از میان نمونه‎های سالم برداشت‌شده، شمار 42 ﻣﻘﻄــﻊ ﻧــﺎزک ﺗﻬﯿــﻪ شد. ﺑــﺮای ﺑﺮرﺳــﯽ‏‌ﻫــﺎی زمین‌شیمیایی، ﺗﺠﺰﯾــﮥ ﺷﯿﻤﯿﺎﯾﯽ 8 ﻧﻤﻮﻧــﻪ از ﻧﻤﻮﻧــﻪ‏‌ﻫــﺎی سنگ‌های بازالتی و 4 نمونه از سنگ‌های ریولیتی در شرکت SGS تورنتو کانادا انجام شد. عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای کمیاب (مانند: Zr، Y، Ba، Sr و Zn) با دستگاه ICP-AES و ‌‌عنصرهای خاکی کمیاب و دیگر عنصرهای کمیاب با روش ICP-MS تجزیه شدند. آستانة آشکارسازی برای عنصرهای اصلی برابربا 01/0 درصد و آستانة آشکارسازی عنصرهای کمیاب برابربا 05/0 تا 10پی‏‌پی‏‌ام بوده است. داده‏‌های عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ‌های آتشفشانی منطقه در جدول 1 آورده شده‌اند.

جدول 1- مقدار عنصرهای اصلی (برپایة wt%) و کمیاب (برپایة ppm) سنگ‌های آتشفشانی روستای سعدی (سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند)

Lithology	Basalt						Rhyolite
Sample	S1	E- 02	E- 12	E- 01	E- 11	E- 13	P2- B4	S16	E- 07	E- 06	E- 08	B3
SiO₂	47.49	45.23	49.96	40.56	46.87	51.71	45.48	41.53	69.64	70.01	75.27	72.48
TiO₂	2.02	1.53	1.85	3.75	2.76	2.06	3.48	2.65	0.14	0.29	0.33	0.40
Al₂O₃	16.40	16.31	17.86	12.32	16.40	17.79	20.45	19.45	15.19	14.60	12.08	12.98
FeO	12.11	11.86	8.83	14.03	13.16	9.83	11.83	10.94	3.36	3.44	3.63	3.23
MnO	0.21	0.21	0.40	0.20	0.27	0.19	0.19	0.66	0.04	0.03	0.03	0.05
MgO	6.22	2.98	4.25	7.56	4.44	1.80	3.64	8.23	0.24	0.20	0.11	0.17
CaO	7.64	6.64	3.53	9.54	8.64	2.98	4.27	6.47	0.73	0.53	0.53	0.31
Na₂O	4.54	4.35	7.27	2.71	4.50	8.93	6.62	4.16	3.54	4.52	3.01	6.00
K₂O	0.32	1.14	1.13	0.48	0.75	0.61	0.59	0.37	4.74	5.09	4.80	3.89
P₂O₅	0.37	0.89	1.89	1.49	0.70	2.03	0.88	0.82	0.16	0.19	0.12	0.13
LOI	2.89	8.87	2.98	7.16	1.24	1.82	2.70	4.64	2.58	1.27	0.98	0.53
Total	100.21	100.01	99.95	99.80	99.73	99.75	100.13	99.92	100.36	100.17	100.89	100.17
Cs				< 0.5	2.5	0.7	< 0.5	< 0.5		1	0.9	< 0.5
Tl				< 0.1	0.2	< 0.1	< 0.1	< 0.1		0.3	0.3	0.3
Ga				20	33	26	21	19		38	33	18
Rb				9	13	15	5	3		127	90	105
Ba				264	513	138	405	362		936	929	634
Th				2.3	4.8	5.3	1.9	2.2		17	17.4	14.9
U				0.7	4	1.7	0.5	0.6		3.9	4.6	3.5
Nb				30	45	65	26.01	31		38	38	30
Ta				2.2	2.3	4.5	1.8	1.8		3.7	3.4	2.9
La				27.5	42.2	59.2	23.7	21.9		60.9	44.9	78.5
Ce				61.3	88.6	131	52.7	49.1		123	98.9	160
Pb				1.76	20	7	1.67	1.65		19	31	12
Pr				7.99	10.8	15.9	7.02	6.22		14.4	11	18
Mo				< 2	6	2	< 2	< 2		4	2	< 2
Sr				346	320	381	600	560		154	162	51
Nd				36.2	45.3	67.9	31.4	27.3		55.7	43.4	69.7
Sm				8.5	10.2	14.8	6.7	6.2		11.5	9.5	13.7
Zr				157	246	157	128	124		583	456	390
Hf				4.2	6.4	1.5	3.4	3.3		15.6	12.1	10.5
Eu				3.37	3.29	4.37	2.61	2.65		1.66	1.27	2.08
Sn				1	3	2	< 1	1		5	4	1
Sb				0.7	6.4	< 0.5	< 0.5	< 0.5		15.6	6.9	1.6
Gd				8.4	9.7	14.1	6.4	5.9		9.9	8	12.8
Tb				1.3	1.5	2.2	0.9	0.8		1.6	1.5	1.9
Dy				7.2	8.5	12.7	5.1	4.8		10.1	9.8	10.8
Y				36	43	66	29	25		50	57	56

جدول 1- ادامه

Lithology	Basalt						Rhyolite
Sample	S1	E- 02	E- 12	E- 01	E- 11	E- 13	P2- B4	S16	E- 07	E- 06	E- 08	B3
Ho				1.3	1.6	2.3	0.9	0.9		2	2.1	2
Er				3.4	4.4	6.3	2.6	2.5		6.1	7.1	5.8
Tm				0.46	0.62	0.87	0.36	0.34		1.01	1.19	0.9
Yb				2.7	4	5.5	2.3	2.1		7.2	8.6	5.9
Lu				0.42	0.61	0.81	0.32	0.3		1.13	1.3	0.9
V				254	364	30	251	206		29	30	17
Cr				30	180	20	30	30		100	100	60
Co				50	138	18	63	33		28	49	1
Ni				< 20	220	< 20	< 20	< 20		40	60	< 20
Cu				20	110	20	20	20		50	60	< 10
Zn				170	140	150	110	100		60	60	< 30
Ge				2	3	2	2	2		2	2	< 1
Th/Nb				0.08	0.11	0.08	0.07	0.07		0.45	0.46	0.50

سنگ‌نگاری

سنگ‌های ریولیتی (شکل‏‏‌های 3- A تا 3- B) با بافت پورفیری با زمینة فلسیتیک ریزبلور تا نهان‌بلور هستند. این ویژگی نشان می‏‏‌دهد ماگما دچار فوران و سردشدگی سریع شده است. بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز و آلکالی‏‌فلدسپار از کانی‏‌های فنوکریست‏‌ این سنگ‌ها هستند (شکل‌های 3- A و 3- B). کانی‏‌های کدر، آپاتیت و زیرکن از کانی‏‌های فرعی این سنگ‌ها به‌شمار می‏‌روند. سرشت کانی‏‌های مافیک سنگ‌های ریولیتی منطقه به‌علت اکسیده‏‌شدن روشن نیست.

سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده (شکل‏‌های 3- C تا 3- F) بافت اینترسرتال، میکرولیتی جریانی، میکروپورفیریتیک و گاه آمیگدالوییدال دارند. پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین از کانی‏‌های اصلی این سنگ‌ها هستند که ‌‌به‌صورت درشت‏‌بلور و در زمینه حضور دارند (شکل‌های 3- C و 3- D). کانی‏‌های آپاتیت و کدر از کانی‏‏‌های کمیاب هستند. ‌‌بیشتر بلورهای الیوین ایدنگسیتی و کلریتی‏‌ شده‌اند و به‌ندرت بخش‏‌های سالم در آنها دیده می‌شود (شکل 3- E). بلورهای کلینوپیروکسن (شکل 3- F) به‌طور بخشی تا کامل با کلریت و کلسیت جایگزین شده‏‌اند. بلورهای پلاژیوکلاز کشیده، تیغه‏‌ای‌شکل هستند و ماکل پلی‏‌سینتتیک و کارلسباد دارند. این بلورها به‌طور بخشی تا کامل با آلبیت جایگزین شده‏‌اند. ﺷﯿﺸـﮥ زﻣﯿﻨـﮥ ﺳﻨﮓ ﺑﺎ ﮐﻠﺮﯾﺖ ﺟﺎﯾﮕﺰﯾﻦ ﺷﺪه است و آمیگدال‏‌ها ﺑـﺎ ﮐـﺎﻧﯽ‏‌هـﺎی ﮐﻠﺴﯿﺖ و ﮐﻠﺮﯾﺖ ﭘﺮ ﺷﺪه‏‌اﻧﺪ.

شیمی سنگ کل

ازآنجایی‌که سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده قدیمی هستند و ‌‌بیشترشان دچار دگرسانی شده‏‌‌اند، هنگام نمونه‏‌گیری بسیار دقت شد نمونه‏‌های با کمترین رگ و رگچه‎ کربناتی و نیز نمونه‏‌های با میزان آمیگدال کمتر برگزیده شوند. با وجود این، در برخی نمونه‎ها، به‌علت وجود کانی‌های پراکنده دگرسانی مانند کلریت و کانی‌های کربناته، مقدار LOI بالاست. از این‏‌رو، ازآنجایی‌که عنصرهای اصلی تحرک‏‌پذیری به درجات مختلف دارند و ‌‌بیشتر آنها، مگر Al₂O₃ و TiO₂ ± P₂O₅، متحرک هستند (Jenner, 1996)، در این ‌‌بررسی سنگ‌زایی برپایة عنصرهای نامتحرک مانند REEها و عنصرهای با میدان مقاومت بالا (HFSE) تفسیر شده است.

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند. A، B) بافت پورفیری در سنگ‎های ریولیتی منطقه و حضور فنوکریست‏‌های کوارتز، پلاژیوکلاز (Pl) و آلکالی‌فلدسپار (Afs) در زمینة فلسیتیک؛ C) بافت اینترگرانولار تا اینترسرتال با کانی‎های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن (Cpx)، کانی‎های کدر و کلریت در بازالت‏‌های منطقه؛ D) بافت میکرولیتی جریانی در سنگ‎های بازالتی؛ E) فنوکریست الیوین (Ol) ایدنگسیتی‎شده در زمینة اینترگرانولار تا اینترسرتال در بازالت‏‌ها؛ F) فنوکریست کلینوپیروکسن در زمینة اینترگرانولار تا اینترسرتال در بازالت (تصویرهای A، B و F در PPL و تصویرهای C، D و E در XPL؛ نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010))

سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده ترکیب آلکالی‏‌بازالت و ریولیت دارند (شکل 4). همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‏‌شود، ویژگی مهم ولکانیسم منطقة بررسی‌شده سرشت بایمدال (دوگانه) آنست. درصدوزنی SiO₂ در ریولیت‏‌ها برابربا 64/69 تا 27/75 است. این سنگ‌ها با مقدار K₂O برابربا 9/3- 1/5 درصدوزنی و Na₂O برابربا 3- 6 درصدوزنی و مجموع عنصرهای آلکالن بالا (81/7 تا 89/9 درصدوزنی) شناخته می‏‌شوند (جدول 1). تمرکز بالای عنصرهایی مانند Ga، Zr، Nb و Y در این ریولیت‏‌ها ویژگی شاخص سنگ‌های فلسیک درون‎صفحه‏‌ای و نوع A است و در نمودارهای تشخیصی Ga/Al دربرابر Zr (Whalen et al., 1987) در محدودة گرانیتوییدهای نوع A جای گرفته‌اند (شکل‏‌های 5- A و 5- B). در گرانیتوییدهای نوع A، مقدار Na₂O+K₂O،Fe/Mg و Ga/Al بیشتر و CaO و Sr کمتر از گرانیتوییدهای نوع I است (Eby, 1992). برپایة Patiño Douce (1997)، ویژگی نوع A این ریولیت‏‌ها با مقدار نسبتاً بالای TiO₂/MgO این سنگ‌ها (جدول 1) نیز سازگار است. سنگ‌های ریولیتی منطقه از FeO نسبت به MgO غنی‏‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 5- C). ریولیت‏‌های بررسی‌شده الگوی غنی‏‌شده از LREE نسبت به HREE دارند. همچنین، نسبت La/Yb آنها برابربا 20/5- 30/13 است و آنومالی منفی Eu (Eu/Eu* برابربا 45/0- 48/0) دارند.

شکل 4- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند در نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO₂ (Winchester and Floyd, 1977)

شکل 5- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند در: A) نمودار Zr+Y+Nb+Ce دربرابرFeO*/MgO؛ B) نمودار Ga/Al دربرابر Zr برای شناسایی سنگ‌های فلسیک گوناگون (Whalen et al., 1987)؛ C) نمودار SiO₂ دربرابرFeO*/MgO FeO* (Frost and Frost, 2011)؛ D) نمودار تشخیصی SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O-CaO (Frost and Frost, 2011)

در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده با گوشتة اولیه این سنگ‌ها آنومالی منفی Nb، Ta،Sr، P و Ti نشان می‌دهند (شکل 6). این ویژگی‏‌ها اساساً سنگ‌های ریولیتی منطقه را قابل مقایسه با ماگماهای گرانیتوییدی نوع A می‎کنند.

بازالت‏‌های بررسی‌شده نفلین نرماتیو دارند و مقدار SiO₂ (56/40- 71/51 درصدوزنی) کمی نشان می‌دهند. مقدار MgO برابربا 80/1- 23/8 درصدوزنی، CaO برابربا 98/2- 54/9 درصدوزنی و TiO₂ برابربا 53/1- 75/3 درصدوزنی است. Na₂O+K₂O در این سنگ‌ها برابربا 19/3 تا 54/9 درصدوزنی است و نسبت K₂O/Na₂O = 04/0 تا 26/0 نشان‌دهندة سدیک‌بودن آنهاست. بازالت‏‌ها از عنصرهای HFSE غنی‏‌ هستند و مقدار Zr= 124- 246 پی‏‌پی‏‌ام، Nb=26- 65 پی‏‌پی‏‌ام و Y= 25- 66 پی‏‌پی‏‌ام دارند. در نمودار پیشنهادیِ Floyd و Winchester (1977) که برپایة عنصرهای نامتحرک است (شکل 4)، نسبت Nb/Y شاخص آلکالینیتی (7/0< Nb/Y= آلکالن و 7/0> Nb/Y= ساب‏‌آلکالن) دانسته شده است. برپایة این نمودار، بازالت‏‌های منطقة بررسی‌شده نسبت بالای Nb/Y (83/0- 24/1) دارند و سرشت آلکالن نشان می‏‌دهند.

شکل 6- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند در نمودار‎های ‌‌عنصرهای خاکی کمیاب بهنجار‎شده به: A، B) ترکیب کندریت؛ C، D) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (ترکیب کندریت و گوشتة اولیه برگرفته از Sun و McDonough (1989) است)

الگوی ‌‌عنصرهای خاکی کمیاب بازالت‏‌ها نشان‏‌دهندة غنی‏‌شدگی آنها از LREE و تهی‏‌شدگی از HREE است. نسبت La/Yb این سنگ‌ها از 2/10 تا 8/10 در نوسان است. این سنگ‌ها آنومالی کمی منفی تا مثبت Eu (Eu/Eu*=0.92-1.34) دارند. در نمودارهای چندعنصری بهنجار‌شده به ترکیب گوشتة اولیه، بازالت‏‌ها مشابه با ‌‌بیشتر بازالت‏‌های جزیره‌های اقیانوسی غنی‏‌شدگی از Nb و Ta دارند و با آنومالی منفی K و Rb نسبت به La، Ta و Ba شناخته می‏‌شوند (شکل 6).

سنگ‌زایی سنگ‌های فلسیک

برپایة شکل 5، ریولیت‏‌های منطقه از نوع A (غیرکوهزایی) هستند. باور بر اینست که این سنگ‌ها از ماگماهای نسبتاً دما بالا پدید می‏آیند. سازوکار‏‌های پیشنهادی برای پیدایش سنگ‌های فلسیک نوع A شامل تبلوربخشی ماگماهای بازالتی آلکالن همراه با آلایش پوسته‏‌ای، ذوب‌بخشی گوشته یا پوسته و آمیختگی ماگمایی میان مذاب‏‌های پدیدآمده از پوسته و ماگماهای جداشده از گوشته هستند (Whalen et al., 1987; Jiang et al., 2005; Yang et al., 2006; Wang et al., 2010). بررسی‌های زمین‌شیمیایی و بررسی‌های تجربی نشان می‏‌دهند گرانیت‏‌های نوع A در دماهای بالاتری نسبت به گرانیت‏‌های کالک‏‌آلکالن پدید می‏آیند (King et al., 2001). این نکته نشان‌دهندة نامحتمل‌بودن تبلوربخشی گستردة ماگماهای مافیک و حد واسط جداشده از گوشته در پیدایش گرانیت‏‌های نوع A است. در نمودار‎های Zr دربرابر Nb و TiO₂ (شکل 7)، بازالت‏‌ها و ریولیت‏‌ها روندهای متفاوتی دارند؛ ازاین‌رو، مقدار عنصرهای کمیاب و نسبت این عنصرها در بازالت‏‌ها و ریولیت‏‌ها احتمال هم‏‌خاستگاه‌بودن آنها را منتفی می‏کند. دوگانه‌بودن ولکانیسم در منطقه و نبود سنگ‌های با ترکیب حد واسط نیز خاستگاه متفاوت ماگماهای بازیک و فلسیک منطقه را نشان می‏‌دهند.

شکل 7- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند در: A) نمودار Zr دربرابر TiO₂؛ B) نمودار Zr دربرابر Nb

مقدار بالای SiO₂ و مقدار پایین MgO در سنگ‌های ریولیتی بررسی‌شده جدایش آنها به‌طور مستقیم از ذوب‌بخشی درجات پایین گوشته را منتفی می‏کنند. مقدار Zr/Hf در سنگ‌های پوسته‏‌ای متوسط برابربا 30 تا 40 و در سنگ‌های گوشته برابربا 35 تا 45 است (Wedepohl and Baumann, 1999). مقدار این نسبت در سنگ‌های ریولیتی منطقه (17/37 تا 69/37)، به‌همراه آنومالی مثبت Zr و Hf نشان‌دهندة خاستگاه پوسته‏‌ای آنهاست. مقدار کمِ Nb/Ta ریولیت‏‌های منطقه (27/10 تا 18/11) نیز در مقایسه با مقدار آن در ترکیب پوسته (10- 12) و گوشته (5/17) (Taylor and Mclennan, 1985) با خاستگاه پوسته‏‌ای آنها همخوانی دارد. در نمودارهای Y/Nb دربرابر Yb/Ta و Y/Nb دربرابر Ce/Nb، ترکیب ریولیت‏‌ها به ترکیب برآوردشده برای پوستة قاره‏‌ای کل بسیار نزدیک است (شکل 8) و این نکته نشان می‏‌دهد این سنگ‌ها خاستگاه پوسته‏‌ای دارند.

شکل 8- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی (ریولیت‏‌ها) کربونیفر شمال‌باختری مرند در نمودار‏‌های تشخیصی زمین‌شیمیایی (Eby, 1992) (A₁: ماگماهای گرانیتوییدی نوع A با خاستگاه گوشته‏‌ای؛ A₂: ماگماهای گرانیتوییدی نوع A با خاستگاه پوسته‏‌ای)

با درنظرگرفتن خاستگاه پوسته‏‌ای و همچنین، سرشت نوع A برای سنگ‌های بررسی‌شده، دو الگوی زایشی برای این سنگ‌ها پیشنهاد می‌شود:

1- ذوب‌بخشی درجه پایین گرانولیت خشک که در پیه خروج مذاب گرانیتی پیشین تهی شده است (Clemens et al., 1986; Whalen et al., 1987)؛

2- ذوب دوبارة خاستگاه تونالیتی یا گرانودیوریتی در دمای بالا (Creaser et al., 1991; Patiño Douce, 1997).

سنگ گرانولیتی دیرگداز که سنگ‌های پوسته‏‌ای پیشتر از ذوب آن پدید آمده است، سنگی است که از آلکالی‏‌ها نسبت به Al و از TiO₂ نسبت به MgO تهی ‏‌شده است (Patiño Douce and Beard, 1995, 1996). ذوب دوبارة این سنگ بجا‏‌مانده مذابی با نسبت‌های TiO₂/MgO و Na₂O+K₂O/Al₂O₃ بالا تولید نمی‌کند. برپایة بررسی‌های Patiño Douce (1997)، ذوب آبگیری تونالیت یا گرانودیوریت با بجا‏‌ماندة غنی از پلاژیوکلاز در دماهای بالا توان پدیدآوردن مذاب‏‌های تیپ A را دارد که در آنها نسبت TiO₂/MgO و Na₂O+K₂O/Al₂O₃ بالا و مقدار کم CaO است و سرشار از HFSE (مانند Zr و Y) و تهی از Eu و Sr هستند. این ویژگی‌ها با ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی ریولیت‏‌های منطقة بررسی‌شده همخوانی دارند. برپایة Eby (1992)، مقدار بالای Y/Nb در ریولیت‏‌های بررسی‌شده (3/1- 9/1) نشان می‏‌دهد این سنگ‌ها تحت‏‌تأثیر پوستة قاره‏‌ای بالایی نیز بوده‏‌اند. ازآنجایی‌که در شرایط دما بالا ویسکوزیتة مذاب کم است، شرایط مذاب برای بالاآمدن در درجات ذوب‌بخشی کم بهتر بوده است.

سنگ‌زایی بازالت‌ها

- تبلوربخشی و آلودگی پوسته‌ای

در ماگماهای اولـیة مذاب‏‌های بازالـتی مقدار ppm1000Cr>، ppm400Ni> (Wilson, 1989) و 73Mg#> است (Sharma, 1997). بازالت‏‌های بررسی‌شده با مقدار کم Cr و MgO، سرشت جدایش‏‌یافته دارند که نقش تبلوربخشی الیوین و پیروکسن هنگام بالاآمدن مذاب به سطح را نشان می‏‌دهند (Cox, 1989).

در نمودار MgO دربرابر Mg#، بازالت‏‌های منطقه کنترل فرایند تبلوربخشی توسط الیوین+کلینوپیروکسن را نشان می‌دهند (شکل 9). افزایش نسبت CaO/Al₂O₃ این بازالت‏‌ها با افزایش مقدار MgO نیز با تبلوربخشی کلینوپیروکسن سازگار است (شکل 9).

آنومالی منفی ضعیف و ‌‌بیشتر مثبت Eu نشان می‏‌دهد جدایش پلاژیوکلاز در پیدایش آنها نقش چندانی نداشته است و شاید تبلوربخشی در ژرفای بیشتری روی داده است. آنومالی مثبت Eu پیامد تجمع پلاژیوکلاز هنگام جدایش مذاب بازالتی دانسته می‌شود (Hanson, 1980).

هنگام بالاآمدن ماگمای بازالتی، تبلوربخشی شاید با آلودگی پوسته‏‌ای (فرایند AFC) همراه شود. ازآنجایی‌که پوستة قاره‏‌ای از Nb-Ta تهی و از Th، Zr و LREEها سرشار است، انتظار می‏‌رود ماگمای بازالتی از پوسته‌ای با مقادیر بالایی از نسبت‏‌های Zr/Nb، La/Nb، Th/La, و La/Sm متأثر باشد (Hawkesworth et al., 1995). نبود هماهنگی منفی میان Th/Ta و Nb/La در آلکالی‎بازالت‏‌های منطقه نشان‏‌دهندة نقش ناچیز فرایند آلودگی پوسته‏‌ای در پیدایش آنهاست (شکل 9- C).

نسبت Ce/Pb در سنگ‌های پوستة قاره‏‌ای زیرین کمتر از 20 و در بازالت‏‌های اقیانوسی (مورب و بازالت‏‌های جزیره‌های اقیانوسی) بیشتر (5±25) است و این ویژگی نشان‏‌دهندة ترکیب گوشتة زمین است (Hofmann et al., 1986). در بازالت‎های بررسی‌شده (مگر یکی از نمونه‏‌ها که نسبت‏‌‌های Ce/Pb و Nb/U کمتری نشان می‏‌دهد) نسبت‌های ‏Ce/Pb و Nb/U بالا (به‎ترتیب: 71/18- 65/30 و 5/28- 42) هستند (شکل 9- D). نسبت کم Th/Nb (جدول 1) در نمونه‏‌های بازالتی منطقه نیز گویای نقش ناچیز آلودگی پوسته‏‌ای است. نسبت‏‌های کم Ce/Pb و Nb/U در یکی از نمونه‎های بازالتی شاید پیامد آلایش و یا خطای تجزیه است. با وجود این، شاید پیامد هوازدگی نیز باشد.

شکل 9- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی (بازالت‌ها) کربونیفر شمال‌باختری مرند در: نمودارهای نسبت عنصرهای اصلی و کمیاب ‏‌(داده‎های ترکیب بازالت‎های اقیانوسی از Hofmann و همکاران (1986) و داده‎های ترکیب پوستة قاره‏‌ای از Rudnick و Gao (2003) هستند؛ LCC= پوستة قاره‎ای زیرین؛ UCC= پوستة قاره‎ای بالایی)

- ذوب‌بخشی

ذوب‌بخشی درجه پایین خاستگاه گوشتة پریدوتیتی در فشار بالا، مذاب‏‌های آلکالن نفلین نرماتیو را پدید می‏آورد (Kushiro, 1996). الگوی عنصرهای کمیاب بازالت‏‌های منطقه، بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 6) و موقعیت آنها بالای خط ΔNb و در محدودة OIB (شکل 10) نشان‏‌دهندة دخالت خاستگاه سست‌کره‌ای یا پلوم گوشته‌ای در پیدایش آنهاست (Fitton et al., 1997; Condie, 2005). با توجه به گسترش نه‌چندان بسیار بازالت‏‌ها در منطقه، ذوب مستقیم خاستگاه پلوم گوشته‏‌ای در پیدایش این سنگ‌ها منتفی است.

تبلوربخشی مجموعه‏‌ای مانند الیوین و پیروکسن نمی‏‌تواند تغییرات چندانی در نسبت ‌‌عنصرهای خاکی کمیاب پدید آورد. ازاین‌رو، نسبت‏‌های ‌‌عنصرهای خاکی کمیاب می‏‌توانند در شناخت کانی‏‌شناسی خاستگاه و نیز مقدار و ژرفای ذوب‌بخشی به‌کار برده شوند (Thirwall et al., 1994). ذوب‌بخشی گارنت یا اسپینل‏‌پریدوتیت، غنی‏‌شدگی از LREE و نسبت بالای La/Yb مذاب را در پی دارد. با وجود این، درجة غنی‏‌شدگی از MREE نسبت به HREE به گارنت‌داربودن خاستگاه هنگام ذوب بستگی دارد؛ زیرا گارنت بیشتر ترجیح می‌دهد HREE را نسبت به MREE در خود نگه ‏‌دارد. این ویژگی تغییرات بزرگی را در نسبت MREE/HREE مذاب‏‌هایی به‌دنبال دارد که ذوب‌بخشی آنها در محدودة گارنت‏‌پریدوتیت و نه در محدودة اسپینل‏‌پریدوتیت روی می‏‌دهد. برپایة شکل ‏‌11 ذوب‌بخشی در محدودة اسپینل‏‌پریدوتیت تغییراتی در نسبت Dy/Yb ‎بازالت‏‌های منطقه پدید نمی‌آورد.

شکل 10- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی (بازالت‏‌ها) کربونیفر شمال‌باختری مرند در نمودار نسبت Zr/Y دربرابر Nb/Y (Condie, 2005)

با وجود این، ذوب‌بخشی در محدودة گارنت‏‌لرزولیت نیز تغییرات دیده‏‌شده در نسبت‏‌هایDy/Yb بازالت‏‌ها را به‌دنبال دارد؛ زیرا کمترین نسبت Dy/Yb در نمونه‏‌ها به درجات ذوب‌بخشی بالایی از خاستگاه گارنت‏‌لرزولیت نیاز دارد (بیشتر از 20%). افزون‌بر این، ذوب در محدودة گارنت‏‌لرزولیت نیز به تنهایی نمی‏‌تواند مقادیر Yb در ‏‌بازالت‏‌ها را بالا ببرد؛ زیرا Yb در گارنت موجود در خاستگاه نگه داشته می‏‌شود. ازاین‌رو، نسبت ‌‌عنصرهای خاکی کمیاب ‎بازالت‏‌های بررسی‌شده با ذوب‌بخشی درجه پایین خاستگاه گوشته‏‌ای اسپینل و گارنت لرزولیتی همخوانی دارد (شکل 11).

شکل 11- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی (بازالت‏‌ها) کربونیفر شمال‌باختری مرند در نمودار La/Yb دربرابر Dy/Yb (Shaw et al., 2003)

جایگاه زمین‌ساختی

نتایج این ‌‌بررسی نشان می‏‌دهند سنگ‌های ریولیتی بررسی‌شده ویژگی ماگماهای نوع A را دارند و از ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‌ای پدید آمده‏‌اند. سنگ‌های فلسیک نوع A معمولاً در جایگاه‌های زمین‌ساختی کششی پدید می‏‌آیند (Eby 1992; Wang et al., 2010). سنگ‌های فلسیک منطقه، همراه و همزمان با سنگ‌های بازالتی هستند که سرشت دوگانة ماگماتیسم در منطقه را نشان می‏‌دهند که ویژة محیط‌های زمین‌ساختی کششی است. این محیط کششی چه‌بسا در جایگاه پشت‏‌کمان (Shinjo and Kato, 2000)، در جایگاه پس از کوهزایی (Fan et al., 2001) یا محیط کافت قاره‏‌ای (Chen et al., 2017) رخ می‌دهد. سنگ‌های فلسیک بررسی‌شده مقدار Nb و Y بالایی دارند و در نمودار‏‌های تشخیص زمین‌ساختی پیشنهادیِ Pearce (1996)، در محدودة پیشنهادی برای گرانیتوییدهای درون‌صفحه‏‌ای جای گرفته‌اند (شکل 12). ‎

شکل 12- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی (ریولیت‏‌ها) کربونیفر شمال‌باختری مرند در نمودار‏‌های تشخیص محیط زمین‌ساختی (Pearce, 1996)

بازالت‎های بررسی‌شده سرشت آلکالن دارند و در نمودار‎های چندعنصری بهنجارشده با گوشتة اولیه، آنومالی مشخص Nb-Ta نشان نمی‌ دهند. این ویژگی متفاوت از بازالت‎های محیط پشت‎کمان است که ویژگی‎های زمین‌شیمیایی مشابه با هر دو مورب و کمان را دارند (Saunders and Tarney, 1984). همچنین، از بازالت‎های پس از کوهزایی (که با آنومالی منفی مشخص از Nb-Ta شناخته می‎شوند و معمولاً از گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیزشده پدید آمده‎اند) متفاوت هستند. در بازالت‎های بررسی‌شده نسبت Zr/Y بالاست و در نمودار پیشنهادیِ Pearce و Norry (1999)، در محدوده بازالت‎های درون‌صفحه‎ای در جایگاه کافت قاره‎ای جای گرفته‌اند (شکل 13). این ویژگی با سرشت آلکالن این سنگ‎ها نیز همخوانی دارد (Pearce and Cann, 1973).

مجموعة این ویژگی‎ها به‌همراه الگوهای مشابهِ بازالت‌های جزیره‌های اقیانوسی (OIB) نشان می‏‌دهند ولکانیسم در منطقة شمال‌باختری مرند در زمان کربنیفر شاید از نوع کافت قاره‏‌ای و غیرکوهزایی بوده است. برپایة بررسی‌های Saccani و همکاران (2013) و Shafaii Moghadam و همکاران (2015)، که ماگماتیسم مرتبط با کافت‏‌زایی در زمان کربنیفر (مانند: توده‏‌های آذرین درونیِ میشو و قوشچی) را در منطقة شمال‌باختری ایران (شکل 1) گزارش کرده‏‌اند، به‌نظر می‏‌رسد سنگ‌های آتشفشانی منطقة بررسی‌شده هم‌ارز بیرونیِ توده‎های آذرین درونی قوشچی و میشو هستند. ازاین‌رو، در زمان کربونیفر، در منطقة شمال‌باختری ایران، رویداد ولکانیسم و پلوتونیسم مرتبط با کشش و کافت‌زایی مقدمة پیدایش اقیانوس نئوتتیس بوده است.

شکل 13- ترکیب سنگ‌های آتشفشانی (بازالت‏‌ها) کربونیفر شمال‌باختری مرند در نمودارهای تشخیص محیط زمین‌ساختی ‎ (Pearce and Norry, 1973; Meschede, 1986)

برداشت

توالی آتشفشانی رسوبی منطقة بررسی‌شده به سن کربنیفر دربرگیرندة تناوب ماسه‎سنگ، سنگ‏‌آهک، شیل، کنگلومرا و سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب اسیدی و بازیک است. این توالی زیر توالی‏‌های رسوبی پرمین (سازند درود) و روی سنگ‌های رسوبی سازند جیرود به سن دونین بالایی- کربنیفر زیرین ته‏‌نشست یافته‏ است. ماگماتیسم در این توالی سرشت دوگانه دارد و دربردارندة سنگ‌های ‏‌بازالتی و ریولیتی و نهشته‏‌های آذرآواری معادل است. ریولیت‏‌ها تمرکز بالایی از عنصرهای Ga، Zr،Nb و Y و مقادیر Na₂O+K₂O، Fe/Mg، Ga/Al و TiO₂/MgO دارند که از ویژگی‌هایِ ماگماهای فلسیک درون صفحه‏‌ای و سنگ‌های فلسیک نوع A به‌شمار می‌رود. ریولیت‏‌های بررسی‌شده با الگوی غنی‏‌شده از LREE نسبت به HREE و آنومالی منفی Eu شناخته می‏‌شوند. سنگ‌های ‏‌بازالتی نفلین نرماتیو دارند و سرشت جدایش‌یافته نشان می‌دهند. این سنگ‌ها Na₂O+K₂O بالا و نسبت K₂O/Na₂O پایین دارند و سدیک هستند. بازالت‏‌ها از عنصرهای HFSE غنی‏‌ هستند و مقدار Zr، Nb و Y بالایی دارند. این سنگ‌ها از LREE غنی‏‌شدگی و از HREE تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. همچنین، از Nb و Ta غنی‏‌شدگی دارند و با آنومالی منفی K و Rb نسبت به La، Ta و Ba شناخته می‏‌شوند. این ویژگی‌ها همانند ویژگی‌های بازالت‎های جزیره‌های اقیانوسی هستند. با توجه به روندهای متفاوت عنصرهای کمیاب و دوگانه‏‌بودن سرشت سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده و نبود سنگ‌های با ترکیب حد واسط، ‏‌بازالت‏‌ها و ریولیت‏‌ها خاستگاه متفاوتی دارند. به‌نظر می‏‌رسد سنگ‌های ریولیتی از ذوب آبگیری تونالیت یا گرانودیوریت با بجا‏‌ماندة سرشار از پلاژیوکلاز در دماهای بالا پدید آمده‏‌اند. همانندیِ ویژگی‏‌های عنصرهای کمیاب در ‎بازالت‌ها به ترکیب OIB و مقادیر ΔNb بالا نشان‏‌دهندة دخالت خاستگاه سست‌کره‌ای در پیدایش این سنگ‌ها هستند. این سنگ‌ها از ذوب‌بخشی خاستگاه گوشتة سست‌کره‌ای گارنت- اسپینل لرزولیتی پدید آمده‏‌اند که در هنگام بالاآمدن دچار جدایش بلورین شده‏‌اند. فعالیت ماگمایی در منطقه با زمین‌ساخت کششی و کافت‌زایی قاره‏‌ای همراه بوده است. با بالاآمدگی گوشته، کشش در سنگ‌کرة قاره‎ای رخ داده است و مذاب بازالتی دید آمده است. ماگمای بازالتی با نفوذ به زیر پوسته و فراهم‌کردن گرما و سیال‌ها، شرایط ذوب پوسته را فراهم کرده‌ است که نمود آن فوران ریولیت‏‌های نوع A در منطقه است.

مراجع

Abdolahi, M. R. and Hosseini, M. (1996) Geological map of Julfa (scale 1:100000). Geology survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Chen, W. T., Sun, W. H., Zhou, M. F. and Wang, W. (2017) Ca. 1050 Ma intra-continental rift-related A-type felsic rocks in the southwestern Yangtze Block, South China. Precambrian Research 309: 22-44. DOI:10.1016/j.precamres.2017.02.011

Clemens, J. D., Holloway, J. R. and White, A. J. R. (1986) Origin of an A-type granite: experimental constraints. American Mineralogist 71: 317-324.

Condie, K. C. (2005) TTGs and adakites: Are they both slab melts? Lithos 80: 33-44. DOI:10.1016/j.lithos.2003.11.001

Cox, K. G. (1989) The role of mantle plumes in the development of continental drainage patterns. Nature 342: 873-877. DOI: 10.1038/342873a0

Creaser, R. A., Price, R. C. and Wormald, R. J. (1991) A-type granites revisited: assessment of residual-source model. Geology 19: 163-166. DOI: 10.1130/0091-7613(1991)019<0163:ATGRAO>2.3

Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids: Petrogenetic and tectonic implications: Geology 20: 641-644. DOI: 10.1130/0091-7613(1992)020<0641:CSOTAT>2.3.CO;2

Fan, W. M., Guo, F., Wang, Y. J., Lin, G. and Zhang, M. (2001) Post-orogenic bimodal volcanism along the Sulu Orogenic Belt in Eastern China. Physics and Chemistry of the Earth (A) 26(9-10): 133-146. DOI: 10.1016/S1464-1895(01)00123-5

Fisk, R. S. and Matsuda, T. (1964) Submarine equivalents of ash flows in the Tokiwa Formation, Japan. American Journal of Science 262: 76-106. DOI:10.2475/ajs.262.1.76

Fitton, J. G., Saunders, A. D., Norry, M. J., Hardarson, B. S. and Taylor, R. N. (1997) Thermal and chemical structure of the Iceland plume. Earth and Planetary Science Letters 153: 197-208. DOI: 10.1016/S0012-821X(97)00170-2

Frost, C. D. and Frost, B. R. (2011) On Ferroan (A-type) granitoids: their compositional variability and modes of origin. Journal of Petrology 52: 39-53. DOI:10.1093/petrology/egq070

Hanson, G. N. (1980) Rare earth elements in petrogenetic studies of igneous systems. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 8: 371-406. DOI:10.1146/annurev.ea.08.050180.002103

Hawkesworth, C., Turner, S., Gallagher, K., Hunter, A., Bradshaw, T. and Rogers, N. (1995) Calc-alkaline magmatism, lithospheric thinning and extension in the Basin and Range. Journal of Geophysical Research 100: 10271-10286. DOI: 10.1029/94JB02508

Hofmann, A. W., Jochum, K. P., Seufert, M. and White, W. M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79: 33-45. DOI: 10.1016/0012-821X(86)90038-5

Jackson, M. C. (1992) A review of the Late Archaean volcano-sedimentary Dominion Group and implications for the tectonic setting of the Witwatersrand Supergroup, South Africa. Journal of African Earth Sciences 15: 169-186. DOI: 10.1016/0899-5362(92)90067-M

Jenner, G. A. (1996) Trace element geochemistry of igneous rocks: Geochemical nomenclature and analytical geochemistry. In: Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulfide Exploration (Ed. Wyman, D. A.) Short Course Notes 12: 51-77. Geological Association of Canada.

Jiang, Y. H., Ling, H. F., Jiang, S. Y., Fan, H. H., Shen, W. Z., Ni, P. (2005) Petrogenesis of a Late Jurassic peraluminous volcanic complex and its high-Mg, potassic, quenched enclaves at Xiangshan, southeast China. Journal of Petrology 46: 1121–1154. DOI: 10.1093/petrology/egi012

King, P. L., Chappell, B. W., Allen, C. M., White, A. J. R. (2001) Are A-type granites the high-temperature felsic granites? Evidence from fractionated granites of the Wangrah Suite. Australian Journal of Earth Sciences 48: 501–514. DOI: 10.1046/j.1440-0952.2001.00881.x

Kushiro, I. (1996) Partial melting of a fertile mantle peridotite at high pressures: an experimental study using aggregates of diamond. In: Earth Processes: Reading the Isotopic Code (Eds. Basu, A. and Hart, S. R.) 95: 109-122. Geophysical Monograph, American Geophysical Union. DOI: 10.1029/GM095p0109

Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology 56: 207-218. DOI: 10.1016/0009-2541(86)90004-5

Oskuie, A. and Hajialilu, B. (1995) Geological map of Qara ziaaddin (scale 1:100000). Geology Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Patiño Douce, A. E. P. (1997) Generation of metaluminous A-type granites by low pressure melting of calc-alkaline granitoids. Geology 25: 743-746. DOI: 10.1130/0091-7613

Patiño Douce, A. E. P. and Beard, J. S. (1996) Effects of P, f (O2), and Mg/Fe ratio on dehydration melting of model metagreywackes. Journal of Petrology 37: 999-1024. DOI: 10.1093/petrology/37.5.999

Patiño Douce, A. E. P. and Beard, J. S. (1995) Dehydration-melting of biotite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15 kbar. Journal of Petrology 36: 707-738. DOI: 10.1016/j.precamres.2014.07.004

Pearce, J. A. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes 19: 120-125. DOI: 10.18814/epiiugs/1996/v19i4/005

Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth and Planetary Science Letters 19: 290-300. DOI: 10.1016/0012-821X(73)90129-5

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47. DOI: 10.1007/BF00375192

Rudnick, R. L. and Gao, S. (2003) Composition of the Continental Crust. In The Crust, Treatise on Geochemistry (Ed. Rudnick, R. L.) 3: 1-64. Elsevier-Pergamon, Oxford. DOI: 10.1016/B0-08-043751-6/03016-4

Saccani, E., Azimzadeh, Z., Dilek, Y. and Jahangiri, A. (2013) Geochronology and petrology of the Early Carboniferous Misho Mafic Complex (NW Iran) and implications for the melt evolution of Paleo-Tethyan rifting in Western Cimmeria. Lithos 162-163: 264-278. DOI:10.1016/j.lithos.2013.01.008

Sadeghi, M., Rashidi, K. and Shabanian, R. (2015) Introduction of Permian Calcareous Algae Dasycladacean and Gymnocodiacean Family in Pir-Eshagh Section, South of Jolfa; Reporting Tabasoporella from Northwest of Iran. Quaternary Geosciences 24(95): 55-66. DOI: 10.22071/gsj.2015.42259

Saunders, A. D. and Tarney, J. (1984) Geochemical characteristics of basaltic volcanism within back-arc basins. Geological Society, London, Special Publications 16: 59-76. DOI: 10.1144/GSL

Shafaii Moghadam, H., Li, H. X., Ling, X., Stern, R., Santos, J. F., Meinhold, G., Ghorbani, G. and Shahabi, S. (2015) Petrogenesis and tectonic implications of Late Carboniferous A-type granites and gabbronorites in NW Iran: Geochronological and geochemical constraints. Lithos 212-215: 266-279. DOI: 10.1016/j.lithos.2014.11.009

Sharma, M. (1997) Siberian traps. In: Large igneous provinces: Continental, oceanic, and planetary flood volcanism (Eds. Mahoney, J. J. and Coffin, M. F.) 100: 273–296. American Geophysical Union. DOI: 10.1029/GM100p0273

Shaw, J. E., Baker, J. A., Menzies, M. A., Thirwall, M. F. and Ibrahim, K. (2003) Petrogenesis of largest intraplate volcanic field on the Arabian plate (Jordan): a mixed lithosphere-asthenosphere source activated by lithospheric extension. Journal of Petrology 44: 1657-1679. DOI: 10.1093/petrology/egg052

Shinjo, R. and Kato, Y. (2000) Geochemical constraints on the origin of bimodal magmatism at the Okinawa Trough, an incipient back-arc basin. Lithos 54: 117-137. DOI: 10.1016/S0024-4937(00)00034-7

Stepanov, L. D., Golshani, F. and Stöklin, J. (1969) Upper Permian and Permian-Triassic boundary in North Iran. Geology Survey of Iran, Tehran, Report No.12, p. 72 and XV plate.

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52(7): 1229-1258. DOI: 10.1306/5D25C4A5-16C1-11D7-8645000102C1865D

Sun S. S. and McDonough W. F. (1989) A chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes. In: Magmatism in oceanic basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313-345. Geological Society of London. DOI: 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The Continental Crust; Its Composition and Evolution. Blackwell, London, UK. DOI: 10.1002/gj.3350210116

Thirwall F. M., Upton B. J. and Jenkins C. (1994) Interaction between continental lithosphere and Iceland plume -Sm -Nd-Pb isotope geochemistry of Tertiary basalts, Ne Greenland. Journal of Petrology 35: 839 -879. DOI:10.1093/petrology/35.3.839

Yang, J. H., Wu, F. Y., Chung, S. L., Wilde, S. A., Chu, M. F. (2006) A hybrid origin for the Qianshan A-type granite, northeast China: geochemical and Sr–Nd–Hf isotopic evidence. Lithos 89: 89–106. DOI: 10.1016/j.lithos.2005.10.002

Wang Q., Wyman, D. A., Li, Z. X., Bao, Z. W., Zhao, Z. H., Wang, Y. X., Jian, P., Yang, Y. H. and Chen, L. L. (2010) Petrology, geochronology and geochemistry of ca. 780 Ma A-type granites in South China: petrogenesis and implications for crustal growth during the breakup of the supercontinent Rodinia. Precambrian Research 178: 185-208. DOI: 10.1016/j.precamres.2010.02.004

Wedepohl, K. H. and Baumann, A. (1999) Central European Cenozoic plume volcanism with OIB characteristics and indications of a lower mantle source. Contributions to Mineralogy and Petrology 136: 225-239. DOI: 10.1007/s004100050534

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. Unwin Hyman, London, UK. 10.1017/S0016756800006658

Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappel, B. W. (1987) A-type granites, geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 95: 407-419. DOI: 10.1007/BF00402202

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185-187. DOI: 10.2138/am.2010.3371

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-342. DOI: 10.1016/0009-2541(77)90057-2

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 533

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 225

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

زمین‌شیمی و سنگ‌زایی سنگ‌های آتشفشانی کربونیفر شمال‌باختری مرند: شاهدی بر ماگماتیسم کافت درون‌قاره‌ای