پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,652 |
| تعداد مقالات | 13,423 |
| تعداد مشاهده مقاله | 30,846,818 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,142,246 |
پترولوژی بازالت آلکالن تویره، شاهدی بر ولکانیسم الیگوسن درون صفحه قاره‌ای در شمال‌غرب خرد‌قاره شرق-ایران مرکزی، جنوب‌غرب جندق | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پترولوژی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 3، دوره 4، شماره 16، بهمن 1392، صفحه 21-38 اصل مقاله (1.63 M) | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| ثمینه رجبی؛ قدرت ترابی* | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| در شمال‌غرب خرد‌قاره شرق-ایران مرکزی (CEIM) در جنوب‌غرب جندق، بازالت آلکالن تویره به سن الیگوسن با امتداد شمال‌غربی-جنوب‌شرقی تا شرقی-غربی رخنمون دارد. این آلکالی‌بازالت با بافت پورفیریتیک، پویی‌کیلیتیک و میکرولیتیک‌پورفیریتیک دارای کانی‌های اولیه الیوین (کریسولیت)، کلینوپیروکسن (دیوپسید-اوژیت)، پلاژیوکلاز (لابرادوریت) و اسپینل و کانی‌های ثانویه مگنتیت تیتان‌دار، سرپانتین و زئولیت است. این بازالت از عناصر آلکالی (Na2O+K2O)، TiO2، LILE Ba)، Cs و (Rb و HFSE Hf)، Nb، Ti و (Zr غنی و دارای نسبت بالای LREE/HREE (La/Yb= 64/9 تا 68/12) است. ترکیب شیمیایی این سنگ‌ها بیانگر آن است که ماگمای سازنده بازالت آلکالن تویره حاصل ذوب بخشی یک گارنت‌لرزولیت کربناته در گوشته آستنوسفری است. موقعیت زمینی‌شناسی منطقه نشان می‌دهد که فرورانش صفحه اقیانوسی اطراف CEIM در امتداد گسل کویر بزرگ از تریاس تا ائوسن عامل متازوماتیزم کربناته و باروری گوشته شده است. وجود زنولیت و زنوکریست فراوان و بافت‌های واکنشی آنها در این آلکالی‌بازالت بیانگر سرعت بالای صعود آن است. عملکرد گسل‌های کویر بزرگ و تویره در یک رژیم کششی درون صفحه قاره‌ای می‌تواند عامل ولکانیسم آلکالن الیگوسن در شمال‌غرب CEIM باشد. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| بازالت آلکالن؛ خرد‌قاره شرق-ایران مرکزی؛ الیگوسن؛ زنوکریست؛ جندق؛ خرد‌قاره شرق؛ ایران مرکزی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه ماگمای سازنده سنگ‌های بازالتی، ماگمای اولیه و یا با تغییرات اندک است که در اثر ذوب سنگ‌های پریدوتیتی در شرایط گوشته تشکیل می‌شود. بازالت‌های آلکالن حاصل تبلور ماگمایی است که بدون تفریق در خور توجه با سرعت صعود بالا به سطح زمین رسیده‌اند (Spera, 1984) و از این رو اطلاعات زیادی در خصوص ترکیب گوشته منشأ در اختیار قرار می‌دهد (Hofmann, 1997). این بازالت‌ها در جزایر اقیانوسی و ریفت‌های قاره‌ای گزارش شده‌اند (Turner and Hawkesworth, 1995). غنی‌شدگی از TiO2، عناصر آلکالی (Na2O+K2O)، LILE و HFSE و همچنین، نسبت بالای LREE/HREE و عدم وجود آنومالی منفی Eu از ویژگی بازالت‌های آلکالن جزایر اقیانوسی است. بررسی‌ها نشان داده است که بازالت‌های آلکالن قاره‌ای نسبت به هم‌ارز‌های اقیانوسی تنوع ترکیبی بیشتری دارد. این ویژگی ناشی از تأثیر لیتوسفر قاره‌ای در مسیر رسیدن ماگما به سطح زمین است (Yan and Zhao, 2008). منشأ بازالت‌های درون صفحه قاره‌ای به ذوب گوشته آستنوسفری، لیتوسفری و یا تأثیر هر دو نسبت داده شده است (Yan and Zhao, 2008). صعود سریع بازالت‌های آلکالن باعث می‌شود که قطعاتی از سنگ‌های مسیر خود را از گوشته و پوسته به صورت زنولیت و زنوکریست با خود حمل نماید و به سطح زمین برساند. این قطعات پنجره‌ای مستقیم در ارزیابی ماهیت پوسته و گوشته و شرایط صعود ماگمای میزبان آنها است Mc Donough, 1990)؛ (Griffin et al., 1999. در شمال‌شرق استان اصفهان (کوه تویره، جنوب‌غرب جندق) و حاشیه شمال‌غربی خرد‌قاره شرق-ایران مرکزی (CEIM) بازالت‌های آلکالن الیگوسن (با روش K-Ar؛ (Aistov et al., 1984) رخنمون دارد. این بازالت‌ها زنولیت‌های گوشته و زنوکریست‌های پلاژیوکلاز و ارتوپیروکسن با بافت‌های واکنشی در اطرافشان دارد. بررسی این بازالت‌ها در تعیین ماهیت ولکانیسم الیگوسن شمال‌غرب CEIM و نحوه صعود ماگمای سازنده آنها کارآمد است. در پژوهش حاضر، برای نخستین بار به بررسی ماهیت این بازالت و زنوکریست‌های موجود در آنها پرداخته می‌شود.
زمین‌شناسی منطقه مهمترین واحد‌های ساختاری ایران عبارتند از: پهنه زاگرس، پهنه سنندج-سیرجان، کمان ماگمایی ارومیه-دختر، خرد‌قاره شرق-ایران مرکزی، البرز، کپه داغ، شرق ایران و مکران (شکل 1). CEIM از مهمترین واحد‌های ساختاری ایران است که از اطراف توسط افیولیت‌های مزوزوئیک-ترسیر، که بقایای اقیانوس نئوتتیس است و گسل‌های اصلی (از طرف شمال توسط گسل کویر بزرگ، به سمت غرب و جنوب‌غرب توسط گسل دهشیر-بافت و در جنوب توسط گسل بشاگرد) محدود می‌شود (Almasian 1997؛ Davoudzadeh, 1997؛ Rajabi, 2010؛ Torabi, 2010؛ Shirdashtzadeh et al., 2011؛ Torabi et al., 2011؛ (Rajabi and Torabi, 2012. بازالت کوه تویره که در این پژوهش بررسی می‌شود در حاشیه شمال‌غربی CEIM قرار دارد (شکل 1). این سنگ‌ها با امتداد شمال‌غربی-جنوب‌شرقی تا شرقی-غربی با عرض 200 تا 400 متر و طول حدود 2500 متر (شکل 2) بر روی ماسه‌سنگ‌ها و کنگلومرا‌های ائوسن-الیگوسن قرار گرفته‌اند (شکل 3). تعیین سن این بازالت‌ها با روش K-Ar سن 33 میلیون سال را نشان می‌دهد که بیانگر اوایل الیگوسن است (Aistov et al., 1984). بررسی زمین‌شناسی منطقه تویره تاکنون محدود به پروژه تکنواکسپورت بوده است. گسل کویر بزرگ و در جنوب‌غرب آن گسل تویره مهمترین و نزدیک‌ترین گسل‌ها به منطقه بررسی شده است (شکل 2) که نقش مؤثری را در خروج بازالت تویره ایفا نموده‌اند. در شمال‌شرق منطقه بررسی شده سازند فلیشی پیس‌کوه رخنمون دارد. سنگ‌های ولکانیک ائوسن (Aistov et al., 1984) در جنوب پیس‌کوه (کوه گودار سیاه) و همچنین، شمال‌شرق کوه تویره قرار دارد (شکل 2). Mahmoodabadi (2009) با بررسی پتروگرافی و ژئوشیمی سنگ‌های ولکانیک ائوسن در کوه گودار سیاه نشان داده است که ماگمای سازنده این سنگ‌ها ماهیت کالک‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی دارد و حاصل فوران در یک کمان ولکانیکی است. Torabi (2010) نفوذ دایک‌های لامپروفیری الیگوسن (Aistov et al., 1984) با روند تقریبی شمالی-جنوبی را در سازند پیس‌کوه و ولکانیک‌های کوه گودار سیاه گزارش نموده است (شکل 2). گرانودیوریت‌های ائوسن بالایی نیز در شمال‌شرق کوه تویره مشاهده می‌شود (شکل 2).
روش انجام پژوهش به منظور بررسی ماهیت بازالت کوه تویره پس از بررسی‌های صحرایی و نمونه‌برداری، مقاطع نازک برای کانی‌شناسی و بررسی پتروگرافی و از نمونه‌های مناسب مقاطع نازک صیقلی تهیه شد و با دستگاه آنالیز الکترون میکروپروب JEOL مدل JXA-8800 (WDS) دانشگاه کانازاوای ژاپن با ولتاژ شتاب دهنده kv 20 و جریان na 20 آنالیز شد که نتایج آن در پیوست‌‌های 1 و 2 آورده شده است. در محاسبه مقدار Fe3+ برای دسترسی به فرمول ساختاری کانی‌ها نیز از استوکیومتری کانی‌ها و روش‌های اریه شده توسط Droop (1987) و Spear (1995) استفاده شد. مقدار Mg# =100 Mg/ (Mg+Fe2+)، Fe#=100 Fe2+/ (Fe2++Mg)، Cr#=100 Cr/ (Cr+Al) و Fe3+#= 100 Fe3+/ (Cr+Al+Fe3+) است. برای دستیابی به ترکیب عناصر اصلی، کمیاب و نادر خاکی سنگ کل نمونه‌های با دگرسانی کمتر انتخاب و با روش‌های ICP-MS و ISP-AES (به ترتیب: .(Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry) و(Inductively Coupled Plasma Atomic Emission Spectrometry) در آزمایشگاه Als Chemex کانادا آنالیز شد. برای حذف تأثیر زنولیت‌ها و زنوکرزیست‌های موجود در این سنگ‌ها قبل از انجام آنالیز این قطعات از نمونه‌های پودر شده جداسازی شد. در آنالیز انجام شده میزان آهن این سنگ‌ها به صورت Fe2O3* ارایه شده است. به منظور تفکیک FeO و Fe2O3 از روابط ارایه شده توسط Le Maitre (1976) استفاده شده است. نتایج آنالیز سنگ کل در پیوست 3 آورده شده است. علایم اختصاری به کار رفته برای نام کانی‌ها بر گرفته از Whitney و Evans (2010) است.
پتروگرافی و شیمی کانی‌ها بازالت آلکالن بازالت تویره دارای فنوکریست‌های الیوین، با ادخال‌هایی از اسپینل قهوه‌ای رنگ، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز است که در میکرولیت‌هایی از همین کانی‌ها و کانی‌های ثانویه سرپانتین، زئولیت (ناترولیت و مزولیت) و مگنتیت تیتان‌دار قرار گرفته‌اند. بافت این سنگ‌ها پورفیریتیک، میکرولیتیک پورفیریتیک و پویی‌کیلیتیک است (شکل 4-A تا D). بلورهای قهوه‌ای رنگ شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار اسپینل به صورت ادخال در فنوکریست‌های الیوین مشاهده می‌شود (شکل 4-B). این اسپینل‌ها ترکیب اسپینل-هرسینیت دارد و دارای Al2O3 (28/30 تا 66/48)، Mg# (57 تا 75) و مقادیر در خور توجهی Cr2O3 (91/15 تا 55/34 Cr#) است (پیوست 1). در بسیاری از بخش‌ها این کانی در اثر دگرسانی به مگنتیت تبدیل شده است. فنوکریست‌های الیوین شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار به صورت بخشی یا کامل به سرپانتین تبدیل شده‌اند (شکل 4-B). میانگین محتوای CaO و Fe# این اسپینل‌ها به ترتیب wt% 22/0 و 10 تا 30 است و ترکیب کریسولیت دارد. در حالی که الیوین‌های موجود در زمینه ترکیب کریسولیت-هیالوسیدریت دارد و مقدار CaO بیشتر و Fe# کمتر از فنوکریست‌های الیوین دارد (به ترتیب wt% 36/0 و 18 تا 38) (پیوست 1). این ویژگی‌ها با تبلور فنوکریست‌های الیوین در عمق بیشتر و تبلور میکرولیت‌ها در بخش‌های کم عمق‌تر سازگار است (Kohler and Brey, 1990). فنوکریست‌های کلینوپیروکسن به صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار و دارای زونینگ است (شکل 4-C). بررسی نتایج آنالیز نقطه‌ای این کانی نشان می‌دهد که در بخش‌های مرکزی ترکیب اوژیت و به سمت حاشیه دیوپسید دارد (پیوست 1). تغییر در ترکیب فنوکریست‌های کلینوپیروکسن بیانگر تغییر در شرایط تبلور حین فوران و صعود ماگما است. ترکیب کلینوپیروکسن‌های موجود در زمینه سنگ دیوپسید غنی از Al و Ti و شبیه به ترکیب حاشیه فنوکریست‌های کلینوپیروکسن است (پیوست 1). فنوکریست‌های پلاژیوکلاز به صورت بلورهای نیمه شکل‌دار تا بی‌شکل و با حاشیه‌های فرورفته مشاهده می‌شود (شکل 4-D). نتایج آنالیز نقطه‌ای این کانی نشان می‌دهد که فنوکریست‌ها (44 تا 66 An%) و همچنین، میکرولیت‌های پلاژیوکلاز (34 تا 69 An%) عمدتاً ترکیب لابرادوریت دارد (پیوست 1).
زنوکریست‌ها پتروگرافی بازالت کوه تویره نشان می‌دهد که ماگمای سازنده این سنگ‌ها حین صعود بلورهای بیگانه‌ای از پلاژیوکلاز و ارتوپیروکسن را از مسیر حرکت با خود حمل نموده، به سطح زمین آورده است. ترکیب این زنوکریست‌ها و بافت‌های واکنشی اطراف آنها دلیلی بر بیگانه بودن آنها با بازالت آلکالن حامل است. زنوکریست‌های پلاژیوکلاز به دو صورت مشاهده می‌شود: دسته اول مگاکریست‌هایی با ابعاد حدود 5 سانتی‌متر و حاشیه‌های گرد شده، فرورفته و بافت غربالی است (شکل 5-A). آنالیز نقطه‌ای این دسته از زنوکریست‌ها نشان می‌دهد که از مرکز به حاشیه مقدار CaO آنها افزایش می‌یابد به گونه‌ای که در مرکز ترکیب آندزین (37 An%) و به سمت حاشیه ترکیب لابرادوریت (68 An%) دارد (پیوست 2). اندازه، شکل و متفاوت بودن ترکیب این مگاکریست‌ها با فنوکریست‌های پلاژیوکلاز بیانگر بیگانه بودن آنها با بازالت آلکالن میزبان است (Laughlin et al., 1974). دسته دوم زنوکریست‌های پلاژیوکلازی است که در اطراف آنها کلینوپیروکسن‌های سوزنی‌شکل با چیدمانی شعاعی به همراه مگنتیت و ایلمنیت وجود دارد (شکل 5-B). این پلاژیوکلازها اغلب فقیر از مؤلفه آنورتیت است (3 تا 45 An%) و در بیشتر بخش‌ها در اثر دگرسانی به اسکاپولیت تبدیل شده‌اند (شکل 5-B و پیوست 2). کلینوپیروکسن‌های سوزنی اطراف این پلاژیوکلازها ترکیب دیوپسید داشته، برخلاف انواع موجود در زمینه بازالت آلکالن فقیر از TiO2 (12/0 تا 42/1 wt%) و Al2O3 (1/0 تا 5/5 wt%) است (پیوست 2). ارتوپیروکسن: در بسیاری از بخش‌های بازالت آلکالن تویره قطعاتی از ارتوپیروکسن با حاشیه‌ای واکنشی وجود دارد (شکل 5-C). این ارتوپیروکسن‌ها غنی از آهن (24 درصدFeO~) و فقیر از Al2O3 (2/1 تا 5/1 wt%) است و ترکیب انستاتیت دارد (پیوست 2). حاشیه واکنشی اطراف این ارتوپیروکسن‌ها را کانی‌های الیوین و کلینوپیروکسن تشکیل داده‌اند. این کلینوپیروکسن‌ها ترکیب اوژیت دارد و به شدت فقیر از Al2O3 (25/0 تا 45/0 wt%) و TiO2 (27/0 تا 40/0 wt%) است (پیوست 2). الیوین موجود در این مجموعه‌ها دارای Fe# (27 تا 30) و ترکیب کریسولیت دارد و در اثر دگرسانی به کلریت و سرپانتین تبدیل شده است.
ژئوشیمی بازالت آلکالن تویره دارای SiO2 (40/47 تا 0/49 wt%)، Al2O3 (65/16 تا 70/17 wt%) و TiO2 (47/1 تا 66/1 wt%) است. مجموع عناصر آلکالی در این سنگ‌ها (9/4 تا 5/6 wt%) و همواره نسبت
بحث بررسی تحولات زنوکریست‌های موجود در بازالت آلکالن تویره بررسی زنوکریست‌های موجود در بازالت آلکالن تویره گویای تحولاتی است که حین صعود ماگما به وقوع پیوسته‌اند. تشکیل کلینوپیروکسن‌های سوزنی در اطراف پلاژیوکلاز: در یک مذاب بازالتی که دارای فنوکریست‌های الیوین و پلاژیوکلاز است حین صعود ماگما در اثر کاهش فشار سریع، پلاژیوکلاز و الیوین مطابق با واکنش زیر با یکدیگر واکنش می‌دهد و کلینوپیروکسن و اسپینل تشکیل می‌شود (Mc Birney, 1973): شCaAl2Si2O8+2(Mg,Fe)2SiO4=2Ca(Mg,Fe) این واکنش تا مصرف کامل الیوین ادامه می‌یابد. بررسی‌ها نشان داده است که مؤلفه آنورتیت پلاژیوکلاز نسبت به مؤلفه آلبیت آن در واکنش بیشتر مصرف می‌شود. در نهایت تحت تأثیر دگرسانی این پلاژیوکلازها به اسکاپولیت و اسپینل‌ها به کانی‌های اپاک (مانند: مگنتیت و ایلمنیت) تبدیل می‌شود. در بازالت آلکالن تویره پلاژیوکلاز موجود در بخش میانی این مجموعه‌ها فقیر از مؤلفه آنورتیت است (9/2 تا 7/3 An%) و ترکیب سانیدین و به ندرت الیگوکلاز (20 تا 45 An%) دارد. اسکاپولیت حاصل از دگرسانی این پلاژیوکلازها نیز غنی از سدیم است (پیوست 2). وجود این مجموعه‌ها در بازالت بررسی شده گویای وقوع تحولات ساب‌سالیدوس حین صعود سریع ماگما است (McBirney, 1973). حاشیه واکنشی اطراف ارتوپیروکسن: بررسی‌ها نشان داده است که ارتوپیروکسن موجود در زنولیت‌های اولترامافیک و پریدوتیتی که توسط بازالت‌های آلکالن حمل می‌شود در فشار‌های پائین با بازالت میزبان واکنش داده و حاشیه‌ای از کلینوپیروکسن و الیوین تشکیل می‌دهد. Shaw و همکاران (1998) تشکیل الیوین در این مجموعه را به دو فرآیند ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن و همچنین، اختلاط ماگمای بازالتی با مذاب حاصل از ذوب ارتوپیروکسن نسبت می‌دهند. تشکیل کلینوپیروکسن نیز ناشی از انتشار عناصر Al، Ca، K و Na از سمت بازالت میزبان به سمت حاشیه واکنشی ارتوپیروکسن است (Shaw et al., 1998). تشکیل این قبیل حاشیه‌های واکنشی در اطراف زنوکریست‌های ارتوپیروکسن در بازالت‌های آلکالن یکی از محصولات واکنش‌های متازوماتیزم گوشته است که در فشار‌های پائین اتفاق می‌افتد (Arai and Abe, 1995). در این مجموعه‌ها اسپینل و مذاب اشباع از SiO2 نیز می‌تواند وجود داشته باشد که متأثر از ترکیب ارتوپیروکسن است. این ارتوپیروکسن‌ها قطعاتی از پریدوتیت‌های گوشته‌اند که بازالت میزبان آنها را از مسیر حرکت خود جدا، حمل و به صورت زنوکریست به سطح زمین آورده است (Arai and Abe, 1995). منشأ و تکامل بازالت آلکالن تویره بررسی‌ها نشان داده است که افزایش محتوای Al و Ti در فاز‌های مافیک سنگ‌های آلکالن متأثر از کاهش فشار و صعود ماگما است (Delor and Rock, 1991). از این رو می‌توان گفت بخش‌های میانی فنوکریست‌های کلینوپیروکسن در فشار و اعماق بیشتر تشکیل شده‌اند در حالی که کلینوپیروکسن‌های زمینه و حاشیه فنوکریست‌ها در اعماق و فشار کمتر متبلور شده‌اند. افزایش VIAl/IVAl از حاشیه به مرکز فنوکریست‌های کلینوپیروکسن نیز مؤید این ویژگی است (شکل 8). مقادیر بیشتر VIAl در مرکز کلینوپیروکسن‌ها با مقادیر کمتر CaO در بخش‌های میانی فنوکریست‌های الیوین و عمق بیشتر تبلور آنها مطابقت دارد (Nimis, 1999). همچنین، خروج و کاهش فشار سریع ماگما منجر به ذوب بخش‌های حاشیه‌ای پلاژیوکلازها و ایجاد خلیج‌های خوردگی می‌شود (Vernon, 2004). اسپینل موجود در سنگ‌های ولکانیک یکی از شاخص‌های پتروژنیک در ارزیابی ترکیب اولیه ماگمای سازنده آن است (Arai, 1992). در نمودار Cr# اسپینل در مقابل محتوای Fo الیوین همزیست آن نمونه‌های مورد بررسی در محدوده بازالت‌های آلکالن و در نزدیک محدوده OSMA (Olivine-Spinel Mantle Arey) قرار می‌گیرد (شکل 9-A). این ویژگی بیانگر تمایل آلکالی بازالت‌ها به حمل زنولیت‌های گوشته‌ای در مسیر صعودشان است (Arai, 1987). وجود تهی‌شدگی از HREE نسبت به LREE و نسبت (Tb/Yb)N در این بازالت‌ها (34/1 تا 52/1) نشان می‌دهد که ماگمای سازنده این سنگ‌ها حاصل ذوب گارنت‌لرزولیت بوده است (Frey et al., 1991؛ (Mc Kenzie and O’Nions, 1995. عدم وجود تهی‌شدگی از HFSEs و مقادیر بالای La/Nb (3/1 تا 7/1) در این سنگ‌ها نشان‌دهنده تأثیر گوشته آستنوسفری بر سنگ منشأ مولد این بازالت‌ها است (Abdel-Fattah et al., 2004). مقدار در خور توجه TiO2 (58/1 تا 66/1)، نسبت بالای Zr/Hf (3/43 تا 0/48) و نوسانات مقدار Cs نشان می‌دهد که سنگ منشأ مولد بازالت آلکالن تویره تحت تأثیر متازومتیزم کربناته ناشی از سیالات آزاد شده از یک صفحه اقیانوسی فرورونده قرار داشته است (شکل 9-B) Salters et al., 2002)؛ Zeng et al., 2010). بر این اساس می‌توان گفت ولکانیسم الیگوسن در شمال‌غرب CEIM حاصل ذوب بخشی یک گارنت‌لرزولیت در گوشته آستنوسفری است که تحت تأثیر متازوماتیزم کربناته قرار داشته است. دماسنجی کلینوپیروکسن-الیوین (Powell and Powell, 1974) موجود در این بازالت‌ها دمای 1015 تا 1020 درجه سانتیگراد را نشان می‌دهد. فشارسنجی کلینوپیروکسن-پلاژیوکلاز (Ellis, 1980) فشار 5/4 تا 5/6 کیلوبار را برای زمینه سنگ و فشار 3/6 تا 93/16 کیلوبار را برای فنوکریست‌ها نشان می‌دهد که بیانگر عمق بیشتر تبلور فنوکریست‌ها نسبت به میکرولیت‌های موجود در زمینه است.
محیط تکتونیک در نمودار‌های Th-Hf/3-Ta (Wood, 1980) و Zr-Zr/Y (Pearce and Norry, 1979) بازالت آلکالن تویره در محدوده بازالت‌های درون صفحه قاره‌ای قرار می‌گیرد (شکل 10). غنی‌شدگی از LREE، LILE، نوسانات نسبت Cs/Rb و متازوماتیزم کربناته به وجود یک صفحه اقیانوسی فرورونده و سیالات آزاد شده از آن نسبت داده می‌شود (Tonarini et al., 2001؛ (Shaw et al., 2003. بررسی زمین‌شناسی منطقه گویای وجود دو پهنه فرورانش در منطقه است: 1- فرورانش به سمت شمال‌شرق نئوتتیس در امتداد پهنه درز زاگرس از تریاس تا ائوسن (Torabi, 2009, 2010)، 2- فرورانش به سمت جنوب‌شرق پوسته اقیانوسی اطراف CEIM در امتداد گسل کویر بزرگ از تریاس تا ائوسن Torabi, 2003)، Shirdashtzadeh et al., 2009). بقایای این اقیانوس به صورت مجموعه‌های افیولیتی نائین، سورک و عشین در حاشیه غربی CEIM رخنمون دارد Torabi, 2003)؛ Rajabi, 2010؛ Torabi, 2010؛ (Rajabi and Torabi, 2012. با توجه به موقعیت زمین‌شناسی بازالت‌های بررسی شده می‌توان گفت فرورانش اقیانوس اطراف CEIM در امتداد گسل کویر بزرگ نزدیک‌ترین پهنه فرورانش به منطقه است. ولکانیسم آلکالن الیگوسن در کوه تویره حاصل تأثیر یک رژیم کششی درون صفحه قاره در شمال‌غرب CEIM است. عملکرد گسل‌های کویر بزرگ و تویره نقش به سزایی در کاهش فشار و صعود سریع ماگمای بازالت آلکالن و حمل زنولیت‌ها و زنوکریست‌ها از مسیر حرکت ماگما داشته‌اند.
نتیجه‌گیری بازالت آلکالن الیگوسن (کوه تویره) منطقه مناسبی برای مطالعه ماهیت ولکانیسم الیگوسن در شمال‌غرب CEIM است. نتایج بررسی‌های پتروگرافی، شیمی کانی‌ها و سنگ کل و همچنین، نتایج دما-فشارسنجی نشان می‌دهد که تبلور کانی‌ها طی دو مرحله در فشار بالا و سپس حین صعود ماگما انجام گرفته است. این سنگ‌ها حاصل ذوب بخشی یک گارنت‌لرزولیت در گوشته آستنوسفری است که تحت تأثیر متازوماتیزم کربناته قرار داشته است. این غنی‌شدگی گوشته به تأثیر فرورانش اقیانوس محاط کننده CEIM از تریاس تا ائوسن در امتداد گسل کویر بزرگ نسبت داده می‌شود. وجود زنولیت و زنوکریست فراوان در این آلکالی بازالت بیانگر سرعت بالای صعود ماگما در یک پهنه کششی است. موقعیت قرارگیری این بازالت‌ها و گسل‌های کویر بزرگ و تویره نشان‌دهنده تأثیر عملکرد این گسل‌ها در ایجاد یک پهنه کششی درون صفحه قاره‌ای در بخش شمال‌غربی CEIM، کاهش فشار و صعود سریع ماگما است.
سپاسگزاری نویسندگان مقاله از حمایت‌های معاونت پژوهش و فناوری دانشگاه اصفهان تشکر می‌نمایند. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Abdel-Fattah, M., Abdel-rahman, A. M. and Nassar, P. E. (2004) Cenozoic volcanism in the Middle East: Petrogenesis of alkali basalts from Northern Lebanon. Geological Magazine 141: 545-63.
Aistov, L., Melnikov, B., Krivyakin, B. and Morozov, L. (1984) Geology of the Khur area, Central Iran. Report no. 20, Geological Survey of Iran, Tehran
Almasian, M. (1997) Tectonics of the Anarak area (central Iran). PhD thesis, Islamic Azad University, Science and Research Branch, Tehran, Iran.
Aoki, K. and Shiba, I. (1973) Pyroxene from lherzolite inclusions of Itinomegata, Japan. Lithos 6: 41-51.
Arai, S. (1987) An estimation of the least depleted spinel peridotites on the basis of olivine-spinel mantle array. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie-Abhandlungen 8: 347-354.
Arai, S. (1992) Chemistry of chromian spinel in volcanic rocks as a potential guide to magma chemistry. Mineralogical Magazine 56: 173-184.
Arai, S. and Abe, N. (1995) Reaction of orthopyroxene in peridotite xenoliths with alkali-basalt melt and its implication for genesis of alpine-type chromitite. American Mineralogist 80: 1041-1047.
Davoudzadeh, M. (1997) Geology of Iran. In: Encyclopedia of Asian and European Regional Geology (eds. Moores, E. M. and Fairbridge, R. W.) 384-405. Chapman and Hall, London.
Delor, C. P. and Rock, N. M. S. (1991) Alkaline-ultramafic lamprophyre dykes from the Vestfold Hills, Princess Elizabeth Land (east Antarctica): Primitive magmas of deep mantle origin. Antarctic Science 3: 419-432.
Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.
Ellis, D. J. (1980) Osumilite-sapphirine-quartz granulites from Enderby Land, Antartica: P-T conditions of metamorphism, implications for garnet-cordierite equilibria and the evolution of the deep crust. Contributions to Mineralogy and Petrology 74: 201-210.
Frey, F. A., Garcia, M. O., Wise, W. S., Kennedy, A., Gurriet, P. and Albarede, F. (1991) The evolution of Mauna Kea volcano, Hawaii: petrogenesis of tholeiitic and alkalic basalts. Journal of Geophysical Research 96: 14347-14375.
Griffin, W. L., O'reilly, S. Y. and Ryan, C. G. (1999) The composition and origin of subcontinental lithospheric mantle. In: Mantle Petrology: Field Observations and High-Pressure Experimentation (Eds. Fei, Y., Berka, C. and Mysen, B.O.) Stony Brook, N. Y.: 13-45. The Geochemical Society, London.
Hofmann, A. W. (1997) Mantle geochemistry-the message from oceanic volcanism. Nature 385: 219-229.
Kohler, T. P. and Brey, G. P. (1990) Calcium exchange between olivine and clinopyroxene calibrated as a geothermobarometer for natural peridotites from 2 to 60 Kb with applications. Geochimica et Cosmochimica Acta 54: 2375-2388.
Laughlin, A. W., Manzer, G. K. and Carden, L. R. (1974) Feldspar megacrysts in alkali basalts. Geological Society of America Bulletin 85: 413-416.
Le Maitre, R. W. (2002) Igneous Rocks: A classification and glossary of terms, 2nd edition, Cambridge University Press, Cambridge.
Le Maitre, R. W. )1976( The chemical variability of some common igneous rocks. Journal of Petrology 17: 589-637.
Mahmoodabadi, L. (2009) Petrography and petrology Eocene volcanics from southwest of Jandaq (northeast Isfahan). MSc. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).
Mc birney, A. R. (1973) Factors governing the stability of plagioclase at high pressures as shown by spinel-gabbro xenoliths from the Kerguelen Archipelago. American Mineralogist 58: 271-276.
Mc Donough, W. F. (1990) Constraints on the composition of the continental lithospheric mantle. Earth and Planetary Science Letters 101: 1-18.
Mc Donough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the earth. Chemical Geology 120: 223-253.
Mckenzie, D. and O’Nions, R. K. (1995) The source regions of ocean island basalts. Journal of Petrology 36: 133-160.
Middlemost, E. A. K. (1989) Iron oxidation ratios, norms and the classification of volcanic rocks. Chemical Geology 77: 19-26.
Nimis, P. (1999) Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks, Part 2: Structural geobarometers for basic to acid, tholeiitic and mildly alkaline magmatic systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 135: 62-74.
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.
Powell, M. and Powell, R. (1974) An olivine-clinopyroxene geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 48: 249-263.
Rajabi, S. (2010) Petrology of mantle peridotites and volcanic rocks of the Surk ophiolitic melange (the Yazd province). MSc. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).
Rajabi, S. and Torabi, G. (2012) Petrology of mantle peridotites and volcanic rocks of the narrowest Mesozoic ophiolitic zone from Central Iran (Surk area, Yazd province). Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie-Abhandlungen 265/1: 49-78.
Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, central Iran: U-Pb geochronology, petrogen esis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science 303: 622-665.
Salters, V. J. M., Longhi, J. E. and Bizimis, M. (2002) Near mantle solidus trace element partitioning at pressures up to 3.4 GPa. Geochemistry Geophysics Geosystems 3(7):1-23.
Shaw, A. M., Hilton, D. R., Fischer, T. P., Walker, J. A. and Alvarado, G. E. (2003) Contrasting He-C relationships in Nicaragua and Costa Rica: insights into C cycling through subduction zones. Earth and Planetary Science Letters 214: 499-513.
Shaw, C. S. J., Thibault, Y., Edgar, A. D. and Lloyd, F. E. (1998) Mechanisms of orthopyroxene dissolution in silica-undersaturated melts at 1 atmosphere and implications for the origin of silica-rich glass in mantle xenoliths. Contributions to Mineralogy and Petrology 132: 354-370.
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G. and Arai, S. (2009) Metamorphism and metasomatism in the Jurassic of Nain ophiolithic mélange, Central Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie-Abhandlungen 3: 255-275.
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G. and Arai, S. (2011) Two Mesozoic oceanic phases recorded in the basic and metabasic rocks of the Nain and Ashin-Zavar ophiolitic mélanges (Isfahan province, Central Iran). Ofioliti 36(2): 191-205.
Spear, F. S. (1995) Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths. Mineralogical Society of America, America.
Spera, F. J. (1984) Carbon dioxide in petrogenesis III: role of volatiles in the ascent of alkaline magma with special reference to xenolith-bearing mafic lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology 88: 217-232.
Sun, S. S. and Mc Donough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in ocean basins (Eds. Saunders A. D. and Norry M. J.) Special Publications 42: 313-45. Geological Society, London.
Tonarini, S., Armienti, P., D’Orazio, M. and Innocenti, F. (2001) Subduction-like fluids in the genesis of Mt. Etna magmas: evidence from boron isotopes and fluid mobile elements. Earth and Planetary Science Letters 192: 471-83.
Torabi, G. (2009) Subduction-related Eocene shoshonites from the Cenozoic Urumieh-Dokhtar magmatic arc (Qaleh-Khargooshi area, West of the Yazd province, Iran). Turkish Journal of Earth Science 18: 583-613.
Torabi, G. (2010) Early Oligocene alkaline lamprophyric dykes from the Jandaq area (Isfahan Province, Central Iran): Evidence of Central-East Iranian microcontinent confining oceanic crust subduction. Island Arc 19: 277-291.
Torabi, G., Shirdasdtzadeh, N., Arai, S. and Koepke, J. (2011) Paleozoic and Mesozoic ophiolites of Central Iran: amphibolites from Jandaq, Posht-e-Badam, Nain and Ashin ophiolites. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie-Abhandlungen 261(1): 129-150.
Torabi, Gh. (2003) Petrology of Anarak area ophiolites (central Iran, NE of Isfahan Province). PhD thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran,
Turner, S. and Hawkesworth, C. (1995) The nature of the sub-continental mantle: constraints from the major element composition of continental flood basalts. Chemical Geology 120: 295-314.
Vernon, R. H. (2004) A practical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, Cambridge.
Whitney, D. L., and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185-187.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical Discrimination of Different Magma Series and Their Differentiation Products using Immobile Elements. Chemical Geology 20: 325-343.
Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification. Earth and Planetary Science Letters 50: 1-30.
Yan, J. and Zhao J-X. (2008) Cenozoic alkali basalts from Jingpohu, NE China: The role of lithosphere-sthenosphere interaction. Journal of Asian Earth Sciences 33: 106-121.
Zeng, G., Chen, L-H., Xu, X-Sh., Jiang, Sh-Y. and Hofmann, A. W. (2010) Carbonated mantle sources for Cenozoic intra-plate alkaline basalts in Shandong, North China. Chemical Geology 273: 35-45. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 747 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 883 |
||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||