محیط تکتونوماگمایی سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه در شمال درح (جنوب خاوری سربیشه)، خاور ایران

مقدمه

منطقه مورد مطالعه در 140 کیلومتری- خاور شهرستان بیرجند در مجاورت روستای گازک (شمال درح)، در خاور ایران قرار دارد. این منطقه از نظر تقسیمات واحدهای زمین شناسی و ساختمانی ایران در بخش شمالی زون سیستان (Tirrul et al.,1983) واقع شده است. زون جوش خورده سیستان به عنوان بقایایی از یک باریکه اقیانوسی و یکی از سرشاخه­های نئوتتیس است که بین بلوک قاره­ای افغان و پهنه لوت وجود داشته است. این باریکه اقیانوسی در اوایل کرتاسه ( قبل از 113 میلیون سال پیش) باز شده و بسته شدن این اقیانوس از اوایل تا اواخر کرتاسه (113- 86 میلیون سال) رخ داده است(زرین کوب و همکاران، 1391). در بخش شمالی زون جوش خورده سیستان در منطقه شمال درح، یک مجموعه آتشفشانی به طور بین لایه­ای با واحدهای رسوبی شیلی، ماسه سنگی و سنگ آهک منسوب به کرتاسه، جایگیری شده است. بر اساس تیرول و همکاران(1983) سنگهای آذرین این منطقه، متعلق به ولکانیسم­های کرتاسة فوقانی، الیگومیوسن و کواترنری منطقة شرق ایران می­باشند. سنگ­های نیمه عمیق باختر این منطقه به سن الیگومیوسن و یک محیط تکتونیکی مرتبط با فرورانش نسبت داده شده­اند(یاری، 1393). سنگهای آتشفشانی منطقه سربیشه توسط افراد مختلف مورد مطالعه قرارگرفته است(محمدی، 1391، گودرزی، 1391، مکی­پور، 1391). این تحقیق پتروگرافی، ژئوشیمی و محیط تکتونیکی سنگ­های آتشفشانی منسوب به کرتاسه را مورد توجه قرار داده است.

 

زمینشناسی

منطقه مورد مطالعه در شمال روستای گازک (شمال درح)، در استان خراسان جنوبی قرار دارد. بر اساس نقشه­های زمین شناسی 100000/1 ماهیرود و250000/1 گزیک، واحدهای سنگی در منطقه گازک از قدیم به جدید شامل سنگ­های رسوبی شیلی و ماسه سنگی، آهکهای برشی شده و سنگهای گدازه­ای آندزیت بازالتی متعلق به کرتاسه می­باشد(علوی نائینی، 1983). بر اساس بررسی­های صحرایی و پتروگرافی واحد آندزیت بازالتی به چهار واحد گدازه­ای بازالت(K₂^b)، آندزیت بازالتیK₂^Ab))، تراکی آندزیت(K₂^Ta)، و آندزیتK₂^A))، تفکیک و نقشه 20000/1 منطقه مورد مطالعه، مجدداً ترسیم گردید(شکل1).

 

شکل 1- نقشه زمین شناسی 20000/1 منطقه گازک در شمال درح.

 

روند تشکیل این واحدها از قدیم به جدید به ترتیب شامل رسوبات رخساره شبه فلیش، بازالت، آندزیت بازالتی، تراکی­آندزیت و آندزیت است که غالباً به صورت بین لایه­ای و یا در مجاورت واحدهای کربناته فسیل­دار (رودیست و فرامینیفر) قرار دارند(شکل2-الف و ب). شواهد پالئواکولوژی حاکی از گسترش و فراوانی رودیست­ها در محیط­هایی با درجة شوری نرمال و عمق تقریبی پلاتفرم کربناته بین 100-10 متر می­باشد(ساعی پور،1392). طبق مشاهدات صحرایی، با توجه به حضور خرده­ سنگهای آتشفشانی در داخل واحدهای رسوبی فسیل­دار و وجود فسیل­هایی چون رودیست و فرامینیفر که در ماستریشتین حیات داشته­اند و قرارگیری این توالی زیر آهکهای پالئوسن، می­توان تعلق این مجموعه سنگی به کرتاسه را پذیرفت(ساعی پور،1392).  گدازه­های بازالت و آندزیت بازالتی به صورت توده­های کوچک پراکنده در غرب منطقه گسترش دارند. در برخی از نقاط فرایندهای تکتونیکی، شکستگیهای عمیقی را دراین واحد­ها ایجاد کرده که در اثر عبور محلولهای گرمابی، معمولاً توسط رگه­های کلسیت پر شده است. آندزیت و تراکی­آندزیت ها به رنگ خاکستری تیره متمایل به قرمز، در قسمت شمالی منطقه گسترش داشته، و حجم عمده منطقه را در بر گرفته است. رگه­های کوارتز و کلسیت در شکستگی­های موجود در این گدازه­ها وجود دارند که گاه ضخامت آنها به 1 تا 2 متر نیز می­رسد.

 

 

الف

آندزیت بازالتی

آندزیت

تراکی آندزیت

آهکهای پالئوسن

الف

بازالت

آهک رودیستدار

آندزیت

تراکی­آندزیت

ب

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2-الف): قرارگیری واحدهای آتشفشانی بصورت بین لایه­ای با واحدهای کربناته فسیل­دار. ب): جایگیری گدازه­های آندزیت و تراکی آندزیت در دو طرف واحد کربناته رودیست­دار(جهت دید به غرب).

 

روش انجام پژوهش

این پژوهش بر مبنای مطالعه عکس­های ماهواره­ای، بازدیدهای صحرایی، نمونه­برداری، تهیه 120 مقطع نازک و مطالعه آنها و آنالیز شیمیایی صورت گرفته است. تعداد 7 نمونه که کم­ترین آثار دگرسانی را نشان دادند جهت آنالیز به آزمایشگاه ACME کانادا ارسال و با استفاده از روش ICP برای عناصر اصلی و ICP-MS برای عناصر کمیاب و نادرخاکی آنالیز گردید. تعبیر و تفسیر داده­ها به کمک نرم افزارهای GCDkitوIgpet انجام شده است.

 

پتروگرافی

بازالت و آندزیت بازالتی

بافت غالب در این سنگ­ها پورفیری با خمیره میکرولیتی، حفره­ای و بادامکی است. پلاژیوکلاز به عنوان فراوان­ترین فنوکریست است که با توجه به زاویه خاموشی(25 تا 34)، غالباً از نوع آندزین تا لابرادوریت، به صورت شکل­دار تا نیمه شکل­دار، گاهی دارای منطقه­بندی و ماکل پلی­سنتتیک دیده می­شود. در پاره­ای از موارد بلورهای پلاژیوکلاز با حاشیه خلیجی، تحلیل رفته و گرد شده مشاهده می­شود(شکل3-الف). بنا به عقیده(Tsuchiyama, 1985) گردشدگی حاشیه پلاژیوکلازها، به دلیل قرارگیری بلورهای پلاژیوکلاز در دماهای بالاتر از دمای لیکوئیدوس و شروع به انحلال (معمولاً از لبه­ها) و گردشدن می­ باشد. بلورهای پلاژیوکلاز معمولاً تحت تأثیر دگرسانی کربناتی و سریسیتی قرار گرفته است. در برخی از مقاطع میکرولیت­های پلاژیوکلاز، دارای بافت­های مبین سریع سرد شدن (دو سر چنگالی) Mislanker, 2001)) دراثر تماس با یک محیط آبی می­باشند(شکل3-ب). درشت بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن در زمینه­ای از میکرولیت­های پلاژیوکلاز قرار گرفته و حفرات از کلریت، کوارتز و کربنات پر شده­اند. مرکز این حفرات با کلریت و حاشیه با کوارتز پرشده است (شکل3-پ).

کلینوپیروکسن(اوژیت)، در غالب مقاطع با ماکل معمولی یا نواری مشاهده می­شود و برخی از فنوکریست­های آن اثرات خوردگی خلیجی را نشان می­دهند(شکل3-ت). افزایش فشار H₂O در تراز­های پایین­تر مخزن ماگمایی و همچنین همراهی حرکات کنوکسیونی ماگما می­تواند باعث مواجه شدن این بلورها با چنین شرایط ناپایداری شده و سپس موجب انحلال و خوردگی آنها گردد .(Shelly, 1993) این خوردگی­ها می­تواند نتیجه قرارگیری بلور در شرایط نامتعادل و متفاوت با شرایط اولیه رشد بلور و یا تأثیرات انحلالی ناشی از کاهش فشار در حین صعود ماگما به سطح زمین باشد.

 

آندزیت و تراکی­آندزیت

 بافت­های عمده در این گدازه­ها، پورفیری و تراکیتی بوده و پلاژیوکلاز(الیگوکلاز-آندزین) فراوان­ترین کانی در این سنگ­ها می­باشد. این کانی شکل­دار تا نیمه شکل­دار با شکستگی فراوان بوده که معمولاً با رگه­های اکسیدآهن پرشده­اند. پلاژیوکلاز به دو صورت فنوکریست و میکرولیت‌­ در خمیره­ی سنگ موجود می­باشد. برخی فنوکریست­های پلاژیوکلاز به اپیدوت و کربنات دگرسان شده اند. بافت­های غیر تعادلی شامل غربالی(شکل3-ث ) و منطقه بندی (شکل3-ج) در فنوکریست­های پلاژیوکلاز وجود دارد. از دست دادن سریع مواد فرار در حین فوران یا نشت آب از ماگماهای آبدار، یکی از عوامل تجزیه پلاژیوکلازها و ایجاد بافت غربالی می­باشد.(Monfaredi et al., 2009)گاهی اوقات کاهش ناگهانی فشار بدلیل فوران ماگمایی سبب آزاد شدن سیالات ماگمایی و از بین رفتن تعادل میان مذاب –بلور و ایجاد منطقه­بندی نوسانی می­شود (and katsev, 2006 L,Heureux).

هورنبلند با میزان فراوانی 10 تا 20 درصد فراوانترین فنوکریست مافیک در این سنگ­ها بوده که اکثراً به صورت شکل­دار تا نیمه شکل­دار ( منشوری و شش ضلعی) دیده شده و حاشیه سوخته دارند(شکل3-ج). وجود حاشیه سوخته در آمفیبول­ها به علت واکنش­های اگزوترومیکی است که در نزدیک سطح صورت می­گیرد (Best, 2001). در تراکی­آندزیت بلورهای بسیار ریز سانیدین به صورت ماکل­دار، جریانی، شکل­دار و نیمه شکل­دار مشاهده می­شود(شکل3-چ). بافت غربالی و منطقه­بندی در پلاژیوکلاز، حاشیه­های سوخته در هورنبلند از جمله نشانه­های عدم تعادل در سنگ­های آتشفشانی مورد مطالعه می­باشند (Shelly, 1993) ورود ماگما به مخزن ماگمایی و در نتیجه تغییرات فشار درون مخزن ماگمایی، کاهش فشار خشک حین صعود سریع ماگما و افزایش بخار آب را می­توان از عوامل ایجاد کننده این بافت­ها دانست  .(Reubi, 2002)

حضور قطعه سنگ­های آتشفشانی در زمینه میکرایتی واحدهای رسوبی فسیل­دار(شکل3-ح) بیانگر تداوم رسوبگذاری پس از فعالیت­های آتشفشانی در منطقه می­باشد.

 

 

ج

Amp

Pl

300µm

ث

300µm

Pl

ح

300µm

چ

Sa

300µm

پ

500µm

ب

500µm

Cpx

Pl

ت

500µm

الف

Pl

500µm

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل3): الف- حضور پلاژیوکلاز با حاشیه خلیجی و گرد شده در بازالت(XPL). ب-حضور میکرولیت­های دو سر چنگالی پلاژیوکلاز در بازالت(XPL). پ- بافت بادامکی و پرشدن حفرات با سیلسس و کلریت در آندزیت بازالتی(XPL). ت-حضور پیروکسن با حاشیه خلیجی در آندزیت بازالتی(XPL). ث-بافت پورفیری با خمیره ریز بلور، درشت بلور­های پلاژیوکلازهای با بافت غربالی و حضور رگه­های اکسیدآهن در آندزیت((XPL. ج-.منطقه بندی در فنوکریست­های پلاژیوکلاز و مشاهده هورنبلند با حاشیه سوخته در گدازه آندزیت( XPL).چ-بلورهای ماکل­دار سانیدین و حضور بافت تراکیتی در تراکی­آندزیت XPL)).ح- حضور قطعه سنگ­های آتشفشانی تراکی­آندزیت، در زمینه میکرایتی رسوبات فسیل­دار(XPL). علائم اختصاری اقتباس ازWhitney and Evans, 2009.

 

ژئوشیمی

نتایج آنالیز ژئوشیمیایی عناصر اصلی و کمیاب نمونه­های مورد مطالعه در جدول1 آورده شده است. مقدار SiO₂ نمونه­ها بین 11/50 و 12/61 درصد متغیر بوده و گدازه­ها ترکیب بازیک تا حدواسط دارند.

جدول1: نتایج آنالیز شیمیایی عناصر اصلی (بر حسب درصد) و عناصر کمیاب(بر حسب پی پی ام) برای نمونه­های منطقه مورد مطالعه.

 

سنگ­های گدازه­ای مورد مطالعه در نمودار مجموع آلکالن در مقابل سیلیس در محدوده بازالت، آندزیت بازالتی، تراکی آندزیت و آندزیت قرار می­گیرند(Cox et al., 1979) (شکل4).

 

 

شکل4): نمودار Na₂O+K₂Oدر مقابل SiO₂ (Cox et al., 1979).و موقعیت سنگهای آذرین شمال درح.

این گدازه­ها در نمودار مجموع آلکالن (Na₂O + K₂O) در برابر سیلیس (SiO₂)، در محدوده ساب­آلکالن قرار می­گیرند (Irvine & Baragar, 1971)، (شکل5).

 

شکل5): نمودار (Na₂O+K₂O)- SiO₂، جهت تفکیک قلمروهای سریهای آلکالن و ساب­آلکالن و موقعیت نمونه­های منطقه درآن، (.(Irvine & Baragar, 1971

بر اساس نمودار - MgO FeO*- (Na₂O+K₂O)، نمونه­های آندزیتی در محدوده کالک­آلکالن و نمونه­های بازالتی در محدوده تولئیتی قرار می­گیرند(Irvine & Baragar, 1971)،(شکل6).

 

 

 

   شکل 6): نمودار AFM، نمونه­های منطقه، غالباً کالک آلکالن بوده که میل به سمت تولئیتی دارند.(Irvine & Baragar, 1971)

در نمودار  K₂O-SiO₂نمونه­های بازالتی در محدوده کم پتاسیم و بقیه نمونه­ها در محدوده پتاسیم متوسط قرار می­گیرند Peccerillo and Taylor, 1976))، (شکل7).

 

شکل7): نمودار  K₂O-SiO₂، نمونه­های بازالتی منطقه در محدوده کم پتاسیم و نوع آندزیتی در محدوده پتاسیم متوسط قرار می­گیرند (Peccerillo and Taylor, 1976).

 

بحث

در نمودار­ عناصر کمیاب بهنجار شده با گوشته اولیه(Sun and McDonough, 1989) برای سنگهای مورد مطالعه، غنی شدگی از LILE نسبت به HFSE مشاهده می­شود (شکل 8).

 

 

 

Cs

Ba

Rb

Tu

U

Nb

K

La

Ce

Pb

Pr

Sr

P

Nd

Zr

Sm

Eu

Ti

Dy

Y

Yb

Lu

1

10

100

1000

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 8): نمودار عنکبوتی نمونه­های منطقه مورد مطالعه، بهنجار شده در برابر گوشته اولیه .(Sun and McDonough, 1989)

 

LILE قابلیت انحلال بیشتری از HFSE در سیالات دارندYang, 2005; Machado et al., 2005)). بنابراین، در مناطق فرورانش، سیالات آزاد شده از بخش بالایی لیتوسفر فرورونده که از  Nbفقیر و از LILE غنی می­باشند، به گوه گوشته­ای افزوده می­شوند .(Borg et al., 1997, Green, 2006)بی­هنجاری منفی Nb،Ti، Pدر روند تغییرات عناصر کمیاب نمونه­های مورد مطالعه کاملاً محرز است. برخی از محققین تهی بودن سیال متاسوماتیسم کننده گوه گوشته­ای از این عناصر را، ناشی از حضور فازهای دیرگداز حاوی این عناصر (نظیر روتیل، ایلمنیت، آمفیبول پارگازیتی تیتان دار، اسفن و آپاتیت) در سنگ­های اکلوژیتی پوسته اقیانوسی فرورانده شده و یا گوه گوشته­ای ذوب نشده­ی محل منبع می­دانند زیرا عناصر مزبور در این فازها شدیداً سازگارند.(Ayers et al., 1991; Moyen, 2009; Keppler, 1996; Agostini et al., 2007; Brenan et al.,1998; Ionov et al., 1995; Barth et al., 2000;  Helvacl et al., 2009; Wilson, 2007; Zulkarnin, 2009).

 میزان Nb نمونه­های مورد مطالعه در محدوده بین ppm 11-4 می­باشد که با مقدار Nb در ماگماهای مرتبط با زون فرورانش( کمتر از 70 ppm ) هم خوانی دارد.(Green, 2006)

Th یک عنصر HFSE است و انتظار می­رود که مانند عناصر کم تحرک عمل کند، ولی در محیط­های کمانی مانند عناصرمتحرک رفتار می­کند(Gorton & Schandle, 2000). غنی­شدگی Th و  Uدر نمودار­های چند عنصری، می­تواند نشانه اضافه شدن رسوبات پلاژیک و یا پوسته اقیانوسی دگرسان شده به منبع ذوب­شدگی باشد .(Kuscum et al., 2010; Fan et al., 2003)

میانگین نسبت Th/La در نمونه­های شمال درح حدود 3/0 می­باشد. نسبت بالای Th/La در ماگماهای کمان، از رسوبات فرورانده به ارث برده شده است.(Plank, 2005)

سنگهای آتشفشانی مورد مطالعه دارای نسبت Sr/Y نسبتاً بالا(میانگین6/26) می­باشند. نسبت Sr/Y عمدتاً بوسیله فراوانی نسبی گارنت، آمفیبول و پلاژیوکلاز در پسماند کنترل می­شود  .(Geng et al., 2009) این امر تهی­شدگی ضعیف Eu و آنومالی مثبت Sr گدازه­های شمال درح را توجیه می­نماید.

تهی­شدگی Ba و Rb می­تواند بیانگر تفریق فلدسپارها، منشاء فرورانش و نقش پوسته قاره­ای بالایی در فرایندهای ماگمایی باشد (Sun and McDonough, 1989; Foley et al., 1990; Arsalan et al., 2006). غلظت عناصر متحرک Sr ,Cs و Ba تابع فاز سیال است، در حالیکه میزان عناصر کم تحرک، توسط شیمی سنگ منشأ و فرایندهای بلور مایع در زمان شکل­گیری کنترل می­شود (.(Boynton, 1984 با توجه به این­که پلاژیوکلاز یکی از کانی­های عمده در تمامی نمونه­های سنگی منطقة درح می­باشد، انتظار می­رود که آنومالی مثبت در Eu دیده شود، لیکن در هیچ­یک از نمونه­ها، این آنومالی به چشم نمی­خورد. در شرایط فعالیت کم اکسیژن، ضرایب جدایش برای Eu بین پلاژیوکلاز و مذاب بازالتی بالا است (عموماً بالاتر از 1) و نسبت به سایر REE ها یک آنومالی مثبت نشان می­دهد (Rollinson, 1993). در صورتی که در شرایط فعالیت زیاد اکسیژن ضرایب جدایش برای Eu پائین بوده و این عنصر مانند سایر عناصر کمیاب خاکی رفتار می­کند. بنابراین شاید در هنگام تشکیل و تبلور سنگ­های منطقه فوگاسیتة اکسیژن بالا بوده و آنومالی منفی کم Eu در نمونه­های منطقه بیانگر ماهیت کالک­آلکالن معمولی است. یکی دیگر از عللی که ممکن است عامل این پدیده باشد، این است که پلاژیوکلازهای کلسیک در ابتدای تفریق ماگمایی تشکیل شده­اند و یوروپیم ماگما را مصرف کرده و در نتیجه در  نمونه­های مورد مطالعه شاهد حضور یورپیم و یا آنومالی مثبت از این عنصر نخواهیم بود  .(Frey et al., 1978)

در نمودار­های عناصر کمیاب بهنجار شده با کندریت(Boynton, 1984) غنی شدگی از LREE نسبت به HREE مشاهده می­شود (شکل 9 ).

 

شکل 9): نمودار عناصر نادر خاکی کمیاب بهنجار شده در برابر کندریت برای سنگهای آتشفشانی شمال درح(Boynton, 1984)

 

بطورکلی، عناصر HREE و HFSE ،کم تحرک بوده و در صفحه فرورانده باقی می­مانند در حالی که عناصر LREE متحرک تر بوده و از طریق ذوب شدگی یا از دست دادن آب، به ماگمای تولید شده در مناطق فرورانش ملحق می­شوند Pearce and Peate, 1995; Winter, 2001). غنی­شدگی LREE در سری­های کالک­آلکالن می­تواند نشانه حضور گارنت در محل منشأ و یا آلایش توسط مواد پوسته­ای باشد.(Rollinson, 1993; Castillo, 2006; Pearce et al., 1999; Gill, 2010; Woodhead et al., 1993)  

نمونه­های مورد مطالعه در نمودار­های TiO₂در برابر Zr، Pearce, 1979)) (شکل10) ،  ZrدربرابرY (Muller and Groves, 1992) (شکل 11) ، Th/Ta در برابر Yb، (Gorton & Schandle, 2000) (شکل12) و نمودار Ta /Yb  در برابرTh /Yb، Pearce, 1983)) (شکل13)، محیط تکتونوماگمایی منطقه مورد مطالعه را  حاشیه قاره­ای فعال معرفی می­نمایند.

 

 

شکل10): نمودار TiO₂-Zrجهت تشخیص ماگما­های قوس آتشفشانی از انواع درون صفحه­ای(1979Pearce,)  و قرار­گیری نمونه­های منطقه در محدوده قوس آتشفشانی.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 11): نمودار Zr/Y، جهت تفکیک محیط درون صفحه­ای از محیط مرتبط با کمان (Muller and Groves, 1992).

 

 

 

Th/Ta(ppm)

Y(ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل12): نمودارTh/Taدر مقابل Yb، محیط­های قوس اقیانوسی، حاشیه فعال قاره­ای، درون صفحه­ای و مورب را متمایز ساخته، که براین اساس نمونه های منطقه، در محیط حاشیه قاره­ای فعال قرار می­گیرند(Gorton & Schandle, 2000).

 

دگرنهادی ناحیه خاستگاه، که در اثر فرایندهای فرورانش انجام می­شود، باعث غنی­شدگی از Th نسبت Ta شده و بنابراین سبب افزایش نسبت Th /Yb در مقایسه با Ta /Yb می­شود. عامل دیگری که سبب بالا رفتن نسبت Th /Yb بهTa /Yb  می­شود، آلودگی پوسته­ای است، زیرا فراوانی  Thدر مقایسه با Ta در سنگهای پوسته­ای(بجز رخساره گرانولیتی که Th پایین دارند) زیادتر است .(Aldanmaz et al., 2006) بالا بودن نسبتZr/Nb  در نمونه­های مورد مطالعه( بیشتر از 10) نیز نشان­دهنده ماگماتیسم مرتبط با یک منبع تغییر یافته به وسیله فرورانش است.(Thieblemont and Stein, 1997) در کنار این مطالعات شواهد مبتنی بر مطالعه حجم ترکیبات سنگ­شناسی متعدد نیز مورد استفاده قرار می­گیرد، به طوری که زون­های فرورانش که یک پوسته قاره­ای و یک پوسته اقیانوسی دخیل هستند، آندزیتها به همراه کمی بازالت و حجم قابل توجهی داسیت و ریولیت دیده می­شوند؛ در حالیکه در جزایر قوسی، فرورانش بین دو پوسته اقیانوسی مطرح است که در اینجا حجم بازالت قابل توجه و حجم آندزیت و داسیت ناچیز می­باشد. بطور کلی می­توان گفت که با توجه به فراوانی سنگهای خانواده آندزیتی، وحجم خیلی کم سنگهای بازالتی، درصد تقریباً بالای SiO₂ و وجود مقدار زیاد درشت بلورهای هورنبلند، سنگهای آتشفشانی این منطقه، با ویژگیهای حاشیه قاره­ای فعال همخوانی بیشتری را نشان می­دهد.

 

 

 

شکل 13): نمودار فراوانیTa /Yb  در برابرTh /Yb، محیط­های حاشیه فعال قاره­ای، بازالت­های کالک آلکالن، بازالت­های حوضه­های پشت قوس و مورب را متمایز می­سازد، گدازه­های منطقه در محیط حاشیه قاره­ای فعال قرار می­گیرند(1983 (Pearce,.

کمان ماگمایی تولئیتی وکالک آلکالن در شرق ایران، باتوجه به جهت فرورانش از غرب به سمت شرق، باید در بخش شرقی مجموعه افیولیتی وبه موازات روند آن باشد، که چنین حالتی وجود دارد. همچنین با عنایت به اینکه محل ترنچ اصلی، زون گسلی و شکستگی یک زون فرورانش است، کمان ماگمایی را در جبهه فرورانش تشکیل داده و می­تواند در طول گسلهای مربوطه، حتی به داخل افیولیت نفوذ نماید، و این حالت نیز در شرق ایران مشاهده می­شود(فتوحی­راد،1383). بررسی تکوین تکتونو- ماگمایی نئوتتیس در شرق ایران توسط زرین­کوب و همکاران(2010)، به این نتیجه ختم شد که این اقیانوس میان بلوک­های قاره­ای لوت و افغان باید قبل از 86 میلیون سال پیش(اوایل کرتاسه فوقانی)، بسته شده باشد. بنابراین بروز فرورانش در کرتاسه فوقانی باعث ایجاد ماگماتیسم مرتبط با این فرآیند شده است. ماگماتیسم منطقه مورد مطالعه می­تواند بخشی از این فعالیت­ها و به احتمال قوی قبل از برخورد رخ داده باشد. با توجه به اینکه نهشت سنگهای آتشفشانی و واحدهای رسوبی(فسیل­دار) در یک پلاتفرم کم­عمق رخ داده است(ساعی پور،1392)، این گدازه­ها می­باید در حاشیه قاره و در یک حوضه کم­عمق آبی شکل گرفته باشند.

 

نتیجه­گیری

بر اساس مطالعات پتروگرافی و رده­بندی شیمیایی،  ماگماتیسم سنگ­های آتشفشانی شمال درح،  در یک پلاتفرم کم­عمق کربناته رخ داده، بطوریکه این گدازه­ها، غالباً به صورت بین لایه­ای با واحدهای رسوبی فسیل­دار قرار گرفته است. میزان سیلیس این سنگها بین 11/50 تا 12/61 درصد و در رده بندی شیمیایی در محدوده بازالت، آندزیت بازالتی، تراکی­آندزیت و آندزیت قرار می­گیرند.حجم عمده منطقه را سنگهای آندزیتی در برگرفته و فرایندهای تکتونیکی، شکستگیهای عمیقی را دراین واحد­ها ایجاد کرده که معمولاً توسط رگه­های کوارتز و کلسیت پر شده است.  بافت غربالی و منطقه­بندی در پلاژیوکلاز، حاشیه­های سوخته در هورنبلند از جمله نشانه­های عدم تعادل در این سنگها می­باشند. این نمونه­ها، ماهیت کالک آلکالن متمایل به تولئیتی دارند. بالا بودن نسبتZr/Nb  دراین نمونه­ها، نشان­دهنده ماگماتیسم مرتبط با یک منبع تغییر یافته به وسیله فرورانش است. نمودار­های TiO₂در برابر Zr،  Zrدر برابرY، Th/Ta در برابر Yb، و نمودار Ta /Yb  در برابرTh /Yb، محیط تکتونوماگمایی منطقه مورد مطالعه را حاشیه قاره­ای فعال معرفی می­نمایند. این سنگها می­توانند به عنوان بخشی از کمان­ماگمایی حاصل از فرورانش رخ داده در شرق ایران در کرتاسه فوقانی تلقی گردند.

 

تعداد مشاهده مقاله: 11

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 8