خاستگاه و تحولات ماگمایی سنگ‏‌های متاولکانیکِ پالئوزوییک زیرین (سیلورین) ماکو: نشانه‌ای از کافت‌زایی پالئوتتیس (شمال‏‌باختری ایران)

باور وجود دارد که در زمان پالئوزوییک، آرامش نسبی بر سرزمین ایران حاکم بوده است (Aghanabati, 2004). شاید نبود نسبی سنگ‏‌های ماگمایی پالئوزوییک پیامد نبود تأثیر فاز‏‌های کوهزایی و دربرابر آن، تشدید فعالیت‏‏‌های کافتی درون‏‌قاره‏‌ای در ایران بوده است.

ماگماتیسم کششی اردویسین- سیلورین در ایران از مباحث مهم در ایران است. ماگماتیسم پالئوزوییک زیرین- میانی (اردوویسین- دونین) در البرز و بسیاری از بخش‌‌های ایران مرکزی، که در آن زمان سرزمین یک‏‌پارچه‌ای بوده‏‌اند، پیامد تکاپو‏‌های ماگمایی در مراحل آغازین کافت‏‌زایی اقیانوس پالئوتتیس دانسته شده است (Stampfli, 1978; Berberian and King, 1981; Boulin, 1991; Alavi, 1996; Ghasemi and Derakhshi, 2008; Balaghi et al., 2010; Salehian and Ghasemi, 2011; Sahami, 2012; Ghasemi and Khanalizadeh, 2012; Ghasemi and Kazemi, 2013; Moayyed, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2014, 2015; Ghasemi et al., 2013, 2015; Derakhshi et al., 2014, 2017).

حضور سنگ‏‌های ماگمایی با سرشت آلکالن و انتقالی، از ویژگی‏‌های ماگماتیسم پالئوزوییک زیرین، به‏‌ویژه اردوویسین تا دونین، در ایران است. این سنگ‏‌ها با سرشت آلکالن تا تحولی درون‏‌صفحه‏‏‌ای مرتبط با کافت قاره‏‌ای در بخش‌های گوناگون ایران، به‏‌ویژه در پهنة البرز و ایران مرکزی برونزد دارند (Alavi- Naïni, 1972; Fathi, 1998; Ahmadi, 2003; Mirlohi, 2008; Torabi, 2009; Ayati et al., 2010; Torabi and Hashemi, 2010; Ghasemi and Khanalizadeh, 2012; Balaghi et al., 2010; Kamali et al., 2011; Bayat and Torabi, 2012; Buchs et al., 2013; Torabi and Arai, 2013; Moayyed, 2013; Kazemi, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2014; Ghasemi et al., 2015; Derakhshi et al., 2015; Ghasemi and Dayhimi, 2015; Delavari et al., 2016; Vesali et al., 2018)

در این پژوهش برای بررسی دقیق ویژگی‏‌های خاستگاه و فرایند‏‌های مؤثر بر سنگ‏‌های متاولکانیک بایمودال منطقة ماکو، پس از بازدید‏‌های دقیق صحرایی چند رخنمون در نزدیکی روستا‏‌های عیسی‏‌خان، حسولزکو، خرز، شورآغل و آغ‏‌گل برگزیده و برداشت‏‏‌های صحرایی از آنها انجام شد. داده‌های به‏‌دست‏‌آمده‏ از این سنگ‏‌ها با سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان (مهم‏‌ترین، ستبرترین و حجیم‏‌ترین فوران سنگ‏‌های بازیک پالئوزوییک پیشین) مقایسه شده‏‌اند.

زمین‏‌شناسی عمومی مناطق ماکو و سلطان‌میدان

مناطق بررسی‌شده (شکل 1- A) در برگیرندة سنگ‏‌های متاولکانیک بایمودال در شمال ماکو و سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان در شمال و شمال‏‌خاور شاهرود هستند. سنگ‏‌های ماگمایی پالئوزوییک زیرین در ایران، در فریمان، رباط قره‏‌بیل، نیشابور، جام، دامغان، شاهرود، گرگان، عجب‏‌شیر و ماکو برونزد دارند (شکل 1- B). برپایة رده‏‌بندی واحد‏‌های ساختاری- رسوبی ایران، منطقة ماکو و سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان به‏‌ترتیب در پهنة زمین‏‌ساختی ایران‏‌مرکزی و البرز (Stöcklin, 1968) (شکل 1- A) و البرز- آذربایجان و البرز خاوری (Nabavi, 1976) جای دارند. در منطقة ماکو رخساره‏‌های مربوط به بخش‌های کم‏‌شیب و کم‏‌ژرفا حوضه‏‌های دریایی مربوط به دوران پالئوزوییک، مانند سازند‏‌های باروت، زاگون، لالون، میلا، شیل‏‌های اردوویسین، گدازه‏‌ها و توف‏‌های سیلورین، رخسارة کربناته و ماسه‏‌سنگی دونین میانی- بالایی (هم‏‌ارز عضو A سازند جیرود و سازند خوش‏‌ییلاق)، سنگ‏‌های کربناته کربونیفر زیرین (سازند مبارک) و سنگ‏‌های کربناته پرمین گسترش دارند. وجود دو رخسارة دونین میانی و بالایی (عضو A سازند جیرود) و کربونیفر زیرین (سازند مبارک) ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة وابستگی بیشتر این محدوده به پهنة زمین‏‌شناسی- ساختمانی البرز در دوران پالئوزوییک است (Aminiazar and Abbasi, 2003). در بخش‌های شمال ماکو، رخنمون‏‌های ناپیوسته‌ای از سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی و بازیک بایمودال به‌همراه یکدیگر، در نزدیکی روستا‏‌های عیسی‏‌خان، حسولزگو، حسوشکی، مولی، خرز، سارنج، شورآغل و آق‏‌گل برونزد دارند. این سنگ‏‌ها روی نقشة زمین‏‌شناسی با نماد S^v نشان داده شده‏‌اند (شکل 1- C).

شکل 1- A) رده‏‌بندی پهنه‏‌های ساختاری ایران (Stöcklin, 1968) و جایگاه مناطق بررسی‌شده روی آن؛ B) جایگاه سنگ‏‌های ماگمایی پالئوزوییک زیرین در ایران؛ C) نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 ساده‌شده منطقة بررسی‌شده برپایة نقشه 1:100000 ماکو (Aminiazar and Abbasi, 2003) و علی‏‌حاجی (Abbasi and Aminiazar, 2004)

وجود سنگ‏‌های بازیک و اسیدی به‌همراه یکدیگر و نبود ترکیب‌های حد واسط نشان‏‌دهندة ماگماتیسم بایمودال است. گدازه‏‌های این واحد، واحد‏‌های سنگی کامبرین (باروت، زاگون، لالون و میلا) و اردویسین (هم‏‌ارز لشگرک) را پوشانده‌اند. همچنین، به‏‌طور پیشرونده با ماسه‏‌سنگ‏‌های قاعده واحد دولومیتی‌شدة دونین پوشیده می‏‌شوند (شکل‌های 2- A، 2- B و 2- C). ازاین‏‌رو، این سنگ‏‌ها از دیدگاه چینه‌ای به سن سیلورین شمرده می‌شوند. در درون این مجموعه، دایک‏‌های میکرودیوریتی با فنوکریست‏‏‌های پلاژیوکلاز، در باختر روستای عیسی‏‌خان و گابرودیوریتی با فنوکریست‏‏‌های آمفیبول، در شمال‏‌باختری روستای سارنج تزریق شده اند (شکل‌های 2- D و 2- E). دگرگونی در حد سطوح پایین رخسارة شیست‌سبز، همة سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه را تحت‏‌تأثیر قرار داده است. در نزدیکی روستای حسولزکو، دگرگونی دینامیکی سنگ‏‌های متاولکانیک و رسوبی دگرگونی را برشی و میلونیتی‏ کرده است.

سنگ‏‌های متاولکانیک در منطقة بررسی‌شده دچار دگرگونی در حد شیست‌سبز و سیال‌های دگرسان‌کننده شده‌اند و تغییرات کانی‏‌شناسی در آنها رخ داده است. جایگزینی کانی‌‏‌های فرومنیزین با اپیدوت، آمفیبول، کلریت و اکسید‏‌های آهن و وجود رگه‌های با کانی‌‏‌های کوارتز، اپیدوت و کلسیت و گاه رگه‏‌های با کوارتز، کلریت و به مقدار کم تورمالین از شمار این تغییرات هستند. این تغییرات ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة تأثیر سیال‌های کلسیم و سیلیس‌دار پس از تبلور شمرده می‌شوند. افق‏‌های متاولکانیک در تناوب با رسوب‌هاب آهکی هستند (شکل 2- F) و این افق‏‌ها در چند فاز پیاپی و با وقفة زمانی اندکی فوران کرده‌اند و رسوبگذاری رسوب‌های آهکی و آهک‏‌های ماسه‏‏‌ای در وقفة زمانی میان دو فوران متوالی روی داده است.

شکل 2- A) همبری سازند میلا با سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی در نزدیکی روستای خرز (دید رو به شمال‏‌خاوری)؛ B) نمایی کلی از سازند‏‌های میلا، لشکرک و سنگ‏‌های متاولکانیک با ترکیب بازیک (دید رو به شمال‏‌باختری)؛ C) برونزد سنگ‏‌‏‌های آهک دولومیتی دونین با جهت شیب لایه‏‌ها به‏‌سوی شمال که سنگ‏‌های متابازیک را پوشانده است (دید رو به شمال‏‌خاوری، در نزدیکی روستای عیسی‏‌خان)؛ D) برونزد دایک میکرودیوریتی نفوذکرده در میان سنگ‏‌های متابازیک نزدیک روستای عیسی‏‌خان با روند شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری (دید رو به شمال)؛‌ E) برونزد دایک گابرودیوریتی نفوذکرده درون سازند باروت (دید رو به شمال‏‌باختری)؛ F) دورنمایی از روستای حسولزگو و برونزد سنگ‏‌های متاولکانیک به‌همراه میان‏‌لایه‏‌های آهکی دگرگون‌شده در نزدیکی آن (دید رو به باختری)

ساخت‏‏‌های حفر‏‌ه‌ای پرشده و میان‏‌لایه‏‌های آهکی و آهکی- ماسه‏‏‌ای دگرگونه نشان‏‌دهندة رخداد فعالیت ماگمایی در محیط آبی هستند. در این میان در ‏‌لایه‏‌های آهکی دگرگونه فسیلی یافت نمی‏‌شود.

از دیدگاه جایگاه چینه‏‌شناسی، مجموعه بازالتی یا سازند سلطان‏‌میدان (Jenny, 1977) به‏‌طور همشیب روی سازند قلی جای گرفته و سازند پاد‏و با ناپیوستگی فرسایشی آن را پوشانده است. مجموعة بازالتی سلطان‏‌میدان از انباشتگی جریان‏‌های گدازه بازالتی، آگلومرا، توف و چندین لایة نازک شیلی و کنگلومرایی ساخته شده است که در دورة فعالیت ماگمایی روی هم انباشته شده‏‌اند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). حجم ماگماتیسم در توالی‏‌های اردویسین تا دونین در پهنة البرز خاوری به‏اندازه‌ای است که در برخی رخنمون‏‌ها، ستبرای سنگ‏‌های آتشفشانی به بیشتر از 1200 متر می‏‌رسد؛ به‌گونه‌ای‌که گویی شدیدترین فعالیت ماگمایی ایران در پالئوزوییک زیرین تا میانی در این بخش از البرز رخ داده است (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). Derakhshi و همکاران (2014) رخنمون‏‌های این مجموعه در بخش‌های شمال‏‌خاوری تا شمال‏‌باختری شاهرود در چشمه‏‌سید، نکارمن، خوش‏‌ییلاق تا تیل‏‌آباد و در شمال میغان را بررسی کرده‌اند. جریان‏‌های گدازه و دایک‏‌ها ترکیب بازیک دارند و درون این گدازه‏‌ها تکه‌هایی از ماسه‏‌سنگ‏‌های سازند قلی به‏‌صورت انکلاو دیده می‏‌شوند. گدازه‏‌های یادشده، گاه بسیار پرحفره هستند و پر‏‌شدگی حفره‌های آنها به پیدایش بافت بادامکی انجامیده است. برپایة گرانروی کم ماگمای بازالتی و همچنین، فراوانی و درشتی نسبی انکلاو‏‌ها، انفجار ماگما در ژرفای کم درون حوضة رسوبی رخ داده است. شواهد صحرایی نشان می‌دهند برون‏‌ریزی گدازه‏‌ها در هر دو محیط خشکی و زیرآبی روی داده‌اند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). حضور بازالت‏‏‌های منشوری در مناطق نکارمن و چشمه‏‌سید نشان‏‌دهندة رخداد فعالیت ماگمایی در محیط خشکی است. ارتفاع این گدازه‏‌های منشوری گاه به بیشتر از 20 متر می‏‌رسد و از سوی دیگر، وجود گدازه‏‌های بالشی در ناحیه خوش‏‌ییلاق تا تیل‏‌آباد، ساخت‏‏‌های حفر‏‌ه‌ای پرشده با کانی‏‌های ثانویه (کلریت، اپیدوت، کوارتز و کلسیت)، هیدروکلاستیت‏‏‌ها، و نیز میان‏‌لایه‏‌های شیلی درون این توالی، نشان‏‌دهندة رخداد بخشی از این فعالیت ماگمایی در محیط زیر آبی است (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). دایک‏‌ها با کناره‏‌های انجماد سریع و مراکز تبلور، ترکیب بازیکی همانند بازالت‏‏‌های سلطان‏‌میدان دارند و این ویژگی نشان‏‌دهندة ماگمای بجا‏‌مانده در مجاری تغذیه‌کننده این فعالیت ماگمایی هستند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015).

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‏‌های صحرایی، نمونه‏‌برداری و تهیة مقاطع نازک، برای بررسی ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های ماکو، شمار 21 نمونه از سنگ‏‌های سالم و با کمترین دگرسانی برای انجام تجزیة عنصر‏‌های اصلی و فرعی در ترکیب سنگ کل، با همراهی شرکت زمین‏‌ریزکاوان به آزمایشگاه MSAnalytical کانادا فرستاده شدند. برای تجزیة شیمیایی و اندازه‏‌گیری اکسید‏‌های اصلی سنگ کل، در مرحلة آماده‌سازی محلول‌ها، روش آمیختن 5 گرم پودر 180 مش نمونه‏‌ها با لیتیم‌‌بورات در دمای 1000 درجة سانتیگراد و سپس انحلال در اسیدنیتریک به‏‌کار برده شد. سپس محلول در دمای 6000 درجة سانتیگراد و به‌صورت پلاسما با دستگاه ICP-OES خوانش انجام شد. غلظت اکسید‏‌ها به‏‌صورت کمی گزارش شد. در این روش، دقت سنجش کمی برای ارزیابی اکسید‏‌های اصلی از 01/0% است. همچنین، عنصر‏‌های فرعی و کمیاب و عنصرهای REE پس از انجام فرایند آماده‏‌سازی مشابه با به‏‌کارگیری روش پرتوسنجی جرمی در دستگاه ICP-MS مجهز به پرتوسنج حرارتی X-1 و خطای بیشینة ppm 10 اندازه‏‌گیری شدند. داده‏‌های به‏‌دست‌آمده در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‏‌اند. همچنین، داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی مربوط به سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان از Derakhshi و Ghasemi (2015) هستند. پس از تجزیة شیمیایی نمونه‌های سنگی، و انجام تصحیحات لازم برای حذف مواد فرار و تعیین آهن دو ظرفیتی و سه ظرفیتی، داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی به‏‌دست‌آمده با نرم‏‌افزار‏‌های گوناگونی مانند Excel و GCDkit پردازش شدند و سپس از آنها در تعبیر و تفسیر‏‌ها استفاده شد.

‏‌‏‌

سنگ‏‌نگاری

سنگ‏‌های ماگمایی مناطق ماکو و سلطان‌میدان برپایة سرشت‌شان به دو گروه بازیک و اسیدی دسته‌بندی می‌شوند:

1- سنگ‏‌های بازیک

1- 1- سنگ‏‌های متابازیک ماکو

پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌ها هستند (شکل 3- A ). اندازة کانی‏‌ها و نسبت آنها در مقاطع گوناگون با یکدیگر متفاوت است. کانی پلاژیوکلاز بیشتر به‏‌صورت میکرولیت در زمینة سنگ دیده می‏‌‏‌شود و شکل‏‌های فنوکریست آن در این سنگ‏‌ها محدود است (شکل 3- A). کلینوپیروکسن به‏‌صورت درشت‌بلور‏‌های نیمه‏‌‏‌شکل‏‌‏‌دار تا بی‏‌‏‌شکل‏‌است (شکل 3- A). پیروکسن‏‌ها دچار کمترین دگرسانی شده‌اند و عموماً از نوع اوژیت و تیتان‌اوژیت هستند و ارتوپیروکسن در آنها حضور ندارد. زمینة این سنگ‏‌ها از میکرولیت‏‏‌های ریز پلاژیوکلاز، دانه‏‌های ریز پیروکسن و کانه کدر ساخته شده است که در بیشتر موارد دگرسان شده‏‌‏‌اند. در برخی نمونه‏‌ها زمینه از شیشه ساخته شده است (شکل 3- A). کانی‏‌های کلریت، اپیدوت، سرپانتین، آمفیبول، اسفن و کانه‏‌های کدر از مهم‏‌ترین کانی‏‌های دگرگونی این مجموعه هستند. برپایة کانی‏‌های دگرگونی و حالت برگوارگی، این سنگ‏‌ها در سطوح پایین رخسارة شیست‌سبز قرار می‏‌‏‌گیرند (شکل 3- B). افزون‏‌بر دگرگونی، در پی تأثیر سیال‌ها، سنگ‏‌های این مجموعه دگرسان نیز شده‏‌اند. کانی‏‌های کلریت، سریسیت، کلسیت، کوارتز، ایدنگزیت و کانی‏‌های کدر از مهم‏‌ترین کانی‏‌های دگرسانی این مجموعه هستند. کلریتی‏‌شدن و اپیدوتی شدن، به‌فراوانی در این سنگ‏‌ها رخ داده‌اند. مهم‏‌ترین بافت‏‏‌هایِ بازالت‏‏‌های منطقه، پورفیری با خمیره میکرولیتی- شیشه‌ای، جریانی، اینترسرتال، سرییتی، گلومروپورفیری (که پیامد تجمع کانی‏‌های کلینوپیروکسن است) و آمیگدالوییدال هستند (شکل 3- C).

1- 2- مجموعة بازالتی سلطان‏‌میدان

این سنگ‌ها ترکیب کمابیش یکنواخت بازالتی دارند. سنگ‏‌نگاری این مجموعة بازالتی نشان می‏‌دهد کانی‏‌های اصلی سازندة آن پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین هستند (شکل‌های 3- D تا 3- F). البته نسبت کانی‏‌های اصلی در روانه‏‌های گوناگون با یکدیگر متفاوت است و الیوین در برخی از آنها حضور ندارد. پیروکسن‏‌ها بیشتر از نوع اوژیت و تیتان‏‌اوژیت هستند و ارتوپیروکسن در این سنگ‏‌ها حضور ندارد. پلاژیوکلاز‏‌ها دگرسان شده‌اند و بیشتر سوسوریتی و سریسیتی شده‏‌اند. الیوین‏‌ها همه با کانی‏‌های ثانویه کلریت، کلسیت و کوارتز جانشین شده‏‌اند. مهم‏‌ترین بافت‏‏‌هایِ بازالت‏‏‌های منطقه، پورفیری با خمیرة میکرولیتی- شیشه‏‌ای، جریانی، پویی‌کیلیتیک، افیتیک، ساب‌افیتیک، اینترسرتال، بادامکی و گلومروپورفیری هستند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015) (شکل‌های 3- D تا 3- F).

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) سنگ‏‌های بازیک. A) درشت‏‌بلور‏‌های کلینوپیروکسن در زمینة میکرولیتی در متابازالت‏‏‌های ماکو؛ B) بافت آمیگدالوییدال و اینترسرتال در سنگ‏‌های متابازیک که فضای بین بلور‏‌های Pl توسط شیشه و کانی‏‌های کدر پر شده است و حفره پرشده با کوارتز و کلریت؛ C) جهت‏‌یافتگی ترجیحی کانی‏‌های کدر و کلریت که در سنگ‏‌های متابازیک برگوارگی پدید آورده است؛ D) درشت‏‌بلور‏‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز با بافت سریسیتی در بازالت‏‏‌های سلطان‏‌میدان؛ E) بلور بسیار درشت و نیمه‏‌شکل‏‌دار اوژیت که در خمیر‏‌ه‌ای میکرولیتی- شیشه‌ای دیده می‌شود؛ F) درشت‏‌بلور‏‌های نیمه‏‌شکل‏‌دار الیوین که کاملاً با کلسیت و اکسید آهن جایگزین شده است. (تصویرهای A، B و C از سنگ‏‌های متابازیک ماکو و تصویرهای E، D و F از بازالت‏‏‌های سلطان‌میدان و برگرفته از Derakhshi و همکاران (2014) هستند)

2- سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی

سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی به‌همراه سنگ‏‌های متابازالتی در منطقة ماکو برونزد دارند. کوارتز، پتاسیم‏‌فلدسپار و پلاژیوکلاز از کانی‏‌‏‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌ها هستند (شکل‌های 4- A تا 4- C). کوارتز هم به‏‌صورت فنوکریست و هم در زمینه به‏‌صورت ریزبلور روی داده است. فنوکریست‏‏‌های کوارتز به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار با فراوانی 25- 35 درصدحجمی در این سنگ‏‌ها یافت می‏‌شوند و در بیشتر آنها خوردگی خلیجی شکل به‌خوبی دیده می‏‌شود (شکل 4- A). برخی بلور‏‌های کوارتز خاموشی موجی نشان می‌دهند. همچنین، در حاشیه بیشتر آنها پتاسیم‏‌فلدسپار رشد کرده است (شکل 4- B). پتاسیم‏‌فلدسپار هم به‏‌صورت فنوکریست و هم به‏‌صورت ریزبلور در زمینة سنگ با فراوانی 10- 20 درصدحجمی یافت می‏‌شود. فنوکریست‏‏‌های پتاسیم‏‌فلدسپار به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار و گاه بی‏‌شکل با بافت پرتیتی در سنگ روی داده‌اند (شکل 4- C). در نمونة دستی، کانی‏‌‏‌های درشت پتاسیم‏‌فلدسپار با چشم نامسلح دیده می‏‌شوند. در برخی نمونه‏‌ها فلدسپار‏‌ها به‌شدت سریسیتی شده‏‌اند. کانی پلاژیوکلاز به‏‌صورت میکروفنوکریست و به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل در این سنگ‏‌ها دیده می‌شود و فراوانی کمتری نسبت به پتاسیم‏‌فلدسپار دارد (5 تا 10 درصدحجمی). بیشتر پلاژیوکلازها به مجموعة سریسیت، کائولینیت و کربنات آهن‏‌دار تجزیه شده‌اند. کانی‏‌‏‌های تیره با فراوانی کمتر از 5 درصدحجمی، هم به‏‌صورت نخستین و هم ثانویه در سنگ یافت می‌شوند. شدت دگرسانی در این سنگ‏‌ها متوسط تا شدید است. سریسیت، کلریت، کانی‏‌‏‌های کربناته و کانی‏‌‏‌های تیره از کانی‏‌‏‌های دگرسانی گوناگون این سنگ‌ها هستند. کانی فرعی زیرکن در این سنگ‏‌ها به‏‌صورت بلور‏‌های نیمه‏‌شکل‏‌دار ریز دیده می‏‌شود (شکل 4- D). بافت متاریولیت‏‏‌ها پورفیریک با خمیرة ریزبلور و گاه با زمینة درشت‌بلور (شکل 4- A) و هیالوپورفیریک است. در منطقة ماکو، دگرگونی دینامیکی کانی‏‌‏‌های زمینه، فنوکریست‏‏‌های کوارتز و فلدسپار‏‌های زمینه را خرد کرده است. در پی دگرگونی دینامیکی، متاریولیت‏‏‌ها ساخت برشی و کاتاکلاستی نشان می‏‌دهند (شکل‌های 4- E و 4- F).

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی (متاریولیت‏‏‌ها) ماکو. A) درشت بلور‏‌های کوارتز با خوردگی خلیجی شکل در خمیرة ریزبلور و شیشه‏‌ای؛ B) رشد پتاسیم‌فلدسپار به دور درشت‏‌بلور کوارتز با خاموشی موجی؛ C) درشت‏‌بلور پتاسیم‌فلدسپار با بافت پرتیتی با ماکل کارلسباد در خمیرة ریزبلور؛ D) کانی فرعی زیرکن در متاریولیت‏‌ها؛ E) کوارتز با خاموشی موجی و شکسته‌شده در پی تأثیر تنش‏‌های دینامیکی؛ F) متاریولیت‏‏‌های دگرریخته با ساخت برشی و کاتاکلاستی

زمین‏‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی 13 نمونة بازیک و 8 نمونة اسیدی در جدول‌های 1 و 2 نشان داده شده‏‌اند. برای نام‏‌گذاری و بررسی سری ماگمایی سنگ‏‌های متاولکانیک منطقه به‌علت دگرگونی درجه پایین سنگ‏‌های ماکو و دگرسانی در سنگ‏‌ها، نمودار‏‌های عنصر‏‌های فرعی نامتحرک به‌کار برده شدند. در نمودار رده‏‌بندی برپایة Nb/Y دربرابر SiO₂، سنگ‏‌های بازیک منطقة ماکو در محدودة آلکالی‏‌بازالت و تراکی‏‌آندزیت و سنگ‏‌های اسیدی در محدودة کومندیت- پانتلریت و ریولیت و سنگ‏‌های سلطان‌میدان در محدودة آلکالی‏‌بازالت تا بازالت ساب‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 5). جایگیری نمونه‏‌ها در محدوده یادشده چه‌بسا نشان‏‌دهندة سرشت انتقالی تا آلکالن آنهاست.

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های متابازیک ماکو پیش از انجام اصلاحات و حذف مواد فرار (اکسید‏‌های عنصر‏‌های اصلی به درصدوزنی و عنصر‏‌های فرعی و کمیاب به ppm هستند)

جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های متاریولیتی ماکو پیش از انجام اصلاحات و حذف مواد فرار (اکسید‏‌های عنصر‏‌های اصلی به درصدوزنی و عنصر‏‌های فرعی و کمیاب به ppm هستند)

حضور به نسبت بالای تیتانیم در سنگ‏‌های بازیک با مقدار میانگینِ 42/2 و 45/3 درصدوزنی به‌ترتیب در بازالت‏‏‌های سلطان‌میدان (Derakhshi and Ghasemi, 2015) و سنگ‏‌های بازیک ماکو، با سرشت آنها به‏‌طور کامل سازگار است.

برپایة نمودار‏‌های متغیر اکسید- اکسید (Harker, 1909) (این نمودارها در مقاله آورده نشده است) و شکل 5، سنگ‏‌های منطقة ماکو دو جایگاه اسیدی و بازیک را پر می‏‌کنند؛ اما یک نبود (Gap) میان دو سری دیده می‏‌شود و سری‏‌های حد واسط وجود ندارند. این نبود سنگ‏‌های حد واسط در سری سنگ‏‌های قاره‏‌ای یا جزیره‌های اقیانوسی به نام وقفة دیلی شناخته می‏‌شود و سنگ‌شناس‏‌هایی مانند Boot و همکاران (1978)، Carmicheal (1965)، Chayes (1963)، Harris (1963)، Mukherjee (1967) و Presnall (1969) آن را بحث و بررسی کرده‌اند.

شکل 5- رده‏‌بندی زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان برپایة نمودار رده‏‌بندی Nb/Y دربرابر SiO₂ (Winchester and Floyd, 1977)

به‌دنبال Daly (1925)، Chayes (1963) نشان داد که سنگ‏‌های حد واسطِ میان بازالت‏‏‌ها و ریولیت و تراکیت در مجتمع‏‌های آتشفشانی اندک هستند. او این پدیده را پیامد سازوکار‏‌های فوران دانسته است. فراوانی گاز‏‌ها و آزاد‏‌شدن آنها در مذاب‏‌های اسیدی کمک فراوانی به بالاآمدن و ریختن ماگما‏‌های اسیدی می‏‌کند و بازالت‏‏‌ها نیز به‌علت دما و رقت بسیار آسان‏‌تر به سطح زمین می‌رسند؛ اما ماگما‏‌های حد واسط گرانروی و وزن مخصوص بیشتری دارند (به‌علت مقدار درصد FeO بیشتر) و به‌علت جدایش بلوری در ژرفای بیشتر، دشوار‏‌تر به سطح زمین می‏‌رسند. دربارة علل بایمودال‏‌بودن برون‏‌ریزی‏‌ها و وقفه دیلی در محیط‏‌های کششی دیدگاه‌های بسیاری وجود دارد و افزون‏‌بر دیدگاه‏‌های یادشده، پدیده‏‌های فراوانی مانند اثر سورت (sorret effect) (McBriney, 1984)، همرفت یا انتشار مضاعف (double diffusive convection) (Best, 1982)، نامیژاکی به حالت مایع (liquid immiscibility) (Middlemost, 1987) و انتقال گازی (gaseous transfer) (Middlemost, 1987) پیشنهاد شده‌اند. عملکرد همةاین پدیده‏‌ها به‏‌طور قطع یک نتیجه اصلی دارد و آن اینکه در بالای آشیانة ماگمایی، مذاب‏‌های سیلیکاته پرآلکالن و در پایین آن مذاب‏‌های بازالتی به‏‌صورت دو مذاب کاملاً جدا از هم روی هم پدیدار می‏شوند. بی‌گمان جدایش بلوری در این پدیده‏‌ها نقش مهمی را دارد. برپایة بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و وجود حباب‏‌های گازی که بافت آمیگدالوییدال را در متابازالت‏‏‌های منطقه پدید آورده‌اند، ماگمای نخستین یک فاز سیال گازی داشته است. به احتمال بالا پدیدة انتقال گازی نقش بسیار مؤثری در پدیداری پهنه‏‌بندی ترکیبی در آشیانة ماگمایی داشته است. پیامد برونریزی‏‌های این آشیانه‏‌ها، سنگ‏‌های آذرین بایمودال بازالتی- ریولیتی هستند. افزون‏‌بر آن، مقدار Al₂O₃ نمونه‏‌های بازیک کمابیش بالا و در بازة 98/13 تا 78/17 درصدوزنی است. مقدار Al₂O₃ بالا در بازالت‏‏‌ها ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة تبلور کانی‏‌های مافیک از مذاب نخستینِ سازندة آنها در فشار‏‌های کمابیش بالاست (Yoder, 1976). این امر باعث تمرکز آلومینیم در مذاب بجامانده و تبلور پلاژیوکلاز در فشار‏‌های کمتر می‏‌شود. این پدیده با تبلوربخشی سنگ‏‌های آلکالن در فشار‏‌های بالا، نبود سنگ‏‌های حد واسط و روی‌دادن پدیدة انقطاع دیلی سازگار است.

زمین‏‌شیمی و پهنة زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های بازیک

الگوی بهنجارسازی عنصر‏‌های خاکی کمیاب سنگ‏‌های  بررسی‌شده نسبت به مقادیر کندریتی (Nakamura, 1974) ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة غنی‏‌شدگی همةاین عنصرها نسبت به ترکیب کندریت است (شکل 6). الگوی کمابیش مشابه نمونه‏‌های بررسی‌شده روی این نمودار‏‌ها نشان‏‌دهندة شباهت‏‌هایی در زایش و تحول ماگمای سازندة این سنگ‏‌هاست. بالا‏‌بودن نسبت LREE/HREE ‏‌‏‌چه‌بسا نشان‏‌دهندة بالا‏‌بودن فوگاسیتة CO₂/H₂O و ژرفای بسیار برای پیدایش ماگما (یعنی حضور گارنت در محل خاستگاه) است؛ زیرا گارنت با نگهداشتن عنصر‏‌های خاکی کمیاب سنگین (HREE) در خود، مقدار آنها را در مذاب کاهش می‏‌دهد (Rollinson, 1993). نبود نا‏‌هنجاری منفی Eu در نمونه‏‌های بازیک، ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة مهم‌نبودن نقش پلاژیوکلاز هنگام جدایش بلوری و یا بالا‏‌بودن فوگاسیتة اکسیژن است (Drake and Weill, 1975). قله تیز منفی Eu در سنگ‏‌های متاریولیتی ‌چه‌بسا در ارتباط با جدایش و تبلوربخشی پلاژیوکلاز‏‌های کلسیک است (Rollinson, 1993).

شکل 6- نمودار‏‌های بهنجارشده نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)

Xia و همکاران (2012) برپایة نسبت Ti/Y گدازه‏‌های بازیک را به دو گروه بازالت‏‏‌های Ti/Y بالا (HT, Ti/Y>500) و Ti/Y کم (LT, Ti/Y<500) دسته‌بندی کرده‏‌اند. همچنین، برپایة نسبت Nb/La (شاخص آلایش پوسته‏‌ای)، گدازه‏‌های HT و LT به‌ترتیب به گدازه‏‌های HT1 (Nb/La>0.85) و HT2 (Nb/La≤0.85) و گدازه‏‌های LT1 (Nb/La>0.85) و LT2 (Nb/La≤0.85) رده‌بندی شده‏‌اند. برپایة رده‏‌بندی Xia و همکاران (2012)، نمونه‏‌های بازالتی ماکو در محدودة بازالت‏‏‌های HT1 و نمونه‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان در محدودة بازالت‏‏‌های HT1 و LT1 جای می‏‌گیرند (شکل 7- A). به باور ایشان، گدازه‏‌های HT1 در ژرفای زیاد و در پی ذوب‏‌بخشی درجة پایین یک ستون ‏‌گوشته‏‏‌ای پدید می‏‌آیند؛ اما پیدایش گدازه‏‌های LT1 به‌دنبال درجات بالاتر ذوب‏‌بخشی در سطوح کم‏‌ژرفاتر روی می‏دهد. همچنین، به باور Reichow و همکاران (2005)، مذاب‏‌های بازالتی تیتانیم بالا، از یک خاستگاه گارنت‏‌دار در ژرفای بسیار پدید می‏‌آیند و پیدایش آنها پیامد دخالت مستقیم ستون ‏‌گوشته‏‏‌ای دانسته‏‌ شده است. برای بررسی درجة ذوب‏‌بخشی در خاستگاه بازالت‏‏‌های منطقه؛ نمودار نسبت La/Yb دربرابر Dy/Yb به‌کار برده شد. برپایة این نمودار (شکل 7- B)، نمونه‏‌های بررسی‌شده روی منحنی ذوب گارنت‌پریدوتیت با درجة ذوب‏‌بخشی 12- 14 درصد برای بازالت‏‏‌های ماکو و 14تا بیش از 16 درصد برای بازالت‏‏‌های سلطان‏‌میدان جای می‏‌گیرند. در نمودار Sm/Th دربرابر Th/Y، سنگ‏‌های بازالتی بررسی‌شده در مقایسه با بازالت‏‏‌های پشته‏‌های میان‏‌اقیانوسی عادی (N-MORB)، دارای نسبت کم Sm/Th و نسبت بالای Th/Y هستند (شکل7- C). در این نمودار، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة خاستگاه غنی‌شدة نوع OIB جای گرفته‏‌اند. همچنین، نمودار (La/Nb)_N دربرابر (Th/Nb)_N نشان می‏‌دهد بیشتر نمونه‏‌ها از یک خاستگاه ‏‌گوشته‏‏‌ای غنی‌شدة سست‏‌کر‏‌ه‌ای و بدون آلایش پوسته‏‏‌ای جدا شده‏‌اند (شکل 7- D). Pearce (2008) پیدایش MORB را پیامد ذوب گوشتة بالایی تهی‌شده در ژرفای کم و پیدایش OIB را پیامد ذوب یک خاستگاه کمابیش غنی‌شده (شاید یک ستون ‏‌گوشته‏‏‌ای در ژرفای بیشتر) دانسته است. همانندی‏‌های بسیاری میان ویژگی‏‌های عنصرهای ناسازگار و REE در بازالت‏‏‌های آلکالن بررسی‌شده و بازالت‏‏‌های OIB دیده می‌شوند که نشان‏‌دهندة خاستگاه‌گرفتن ماگمای سازندة سنگ‏‌های منطقه از ‏‌گوشته‏‏‌ای همانندِ گوشتة خاستگاه OIB است.

شکل 7- ترکیب نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان در: A) نمودار Ti/Y دربرابر Nb/La (Xia et al., 2012)؛ B) La/Yb دربرابر Dy/Yb (Thirwall et al., 1994)؛ C) Sm/Th دربرابر Th/Y (Saunders et al., 1992)؛ D) نمودار (La/Nb)_N دربرابر (Th/Nb)_N (Dai et al., 2011)

برپایة ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری، زمین‏‌شیمیایی و نمودار‏‌های پیشنهادیِ Whalen و همکاران (1987)، نمونه‏‌های ریولیتی در گسترة گرانیتویید‏‌های (ریولیت‏‌های) نوع A جای می‏‌گیرند (شکل 8- A). Eby (1992) گرانیت‏‏‌های A-type را برپایة شیمی به دوگروه A₁ و A₂ دسته‌بندی کرده است. نسبت‏‏‌های عنصری سنگ‏‌های گرانیتی نوع A₁ همانند بازالت جزیره‌‏‏‌های اقیانوسی هستند. این سنگ‌ها در پی جدایش بلوری ماگمای به‌دست‌آمده از منابعی با ترکیب مشابه با ترکیب محل منبع بازالت‏‏‌های جزیره‌‏‏‌های اقیانوسی که هنگام کافت درون‌قاره‏‌ای یا هنگام رویداد ماگماتیسم درون‏‌قاره‏‌ای جایگیر شده‏‌اند، پدید آمده‌اند (Eby, 1992). سنگ‏‌های گرانیتی نوع A₂ نسبت‏‏‌های عنصری متغیری دارند که از نسبت‏‏‌های عنصری میانگین پوستة قاره‏‌ای تا بازالت جزیره‌های کمانی تغییر می‏‌کنند (Eby, 1992). برپایة نمودار‏‌های پیشنهادیِ Eby (1992)، متاریولیت‏‏‌های نوع A ماکو به انواع A₁ وابسته‏‌ هستند (شکل 8- B).

بیشتر نمونه‏‌های بازیک بررسی‌شده در نمودار‏‌های شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی در محدودة بازالت‏‏‌های درون‏‌صفحه‏‏‌ای و به‏‌طور ویژه در محیط کافت درون‏‌قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند (شکل‌های 9- A و 9- B).

شکل 8- A) شناخت نوع سنگ‏‌های ریولیتی ماکو در نمودار‏‌های پیشنهادی Whalen و همکاران (1987)؛ B) شناخت نوع ‏‌های ریولیتی ماکو در نمودار‏‌های پیشنهادی Eby (1992)

شکل 9- ترکیب نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان در نمودار‏‌های زمین‏‌ساختی: A) نمودار Zr دربرابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛ B) نمودار DF₁ دربرابر DF₂ (Agrawal et al., 2008)؛ C) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)

DF₁ = 0.5533 loge (La/Th) + 0.2173 loge (Sm/Th) – 0.0969 loge (Yb/Th) + 2.0454 loge (Nb/Th) – 5.6305

DF₂ = –2.4498 loge (La/Th) + 4.8562 loge (Sm/Th) – 2.1240 loge (Yb/Th) – 0.1567 loge (Nb/Th) + 0.94

نمودار پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) نشان می‏‌دهد متاریولیت‏‏‌های ماکو در یک محیط درون‏‌صفحه‏‏‌ای جایگیری کرده‏‌اند (شکل 9- C). این محیط‏‌ها، با رژیم کششی حاکم بر لبة شمال‏‌خاوری ابرقارة گندوانا و پیدایش کافت توران در اردوویسین- سیلورین (که سبب پیدایش اقیانوس پالئوتتیس و جدا‏‌شدن البرز از گندوانا شده است) همخوانی دارد. همچنین، با محیط زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های آذرین به سن اردویسین- سیلورین در دیگر بخش‌های ایران نیز همخوانی دارد (Ghasemi and Derakhshi, 2008; Ghasemi et al., 2013; Ghasemi and Kazemi, 2013; Ghasemi et al., 2015; Derakhshi and Ghasemi, 2015; Derakhshi et al., 2015, 2017).

تغییر و تحولات ماگمایی

در کل، ماگما‏‌های نخستین که با کانی‏‌شناسی شاخص گوشتة بالایی (الیوین+ ارتوپیروکسن+ گارنت+ اسپینل) در تعادل هستند، باید مقدار MgO بیشتر از wt.% 10، #Mg بزر‌گ‌تر از 7/0، Ni بزرگ‌تر‌ از ppm 300 و مقدار SiO₂ کمتر از 50 درصدوزنی داشته باشند (Glenn, 2004). با وجود این، یک ماگمای بازیک چه‌بسا به‌جای جدا‏‌شدن از یک گوشتة عادی از مناطقی با خاستگاه متاسوماتیسم‌شده جدا شده باشد که این معیار‏‌ها دیگر کاربردی نخواهند داشت (Wilson, 1989). همچنین، با افزایش تحول ماگمایی از میزان عدد منیزیم کاسته می‏‌شود. در سنگ‏‌های متابازیک مناطق بررسی‌شده، مقدار MgO برای سنگ‏‌های بازالتی ماکو و سلطان‌میدان به‌ترتیب برابربا 54/4تا 39/9 (با میانگین 69/6) و 8/2 تا 1/10 (با میانگین 32/5) درصدوزنی است. مقدار Ni به‌ترتیب برابر 3/4 تا 5/186 و 6 تا 218 بخش در میلیون است. پس ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها از ماگما‏‌های نخستین و در حال تعادل با گوشتة عادی نبوده است و پس از پیدایش در گوشتة عادی و یا متاسوماتیسم‌شده دچار تحولات ماگمایی شده‏‌ است. یکی از اهداف بنیادین در بررسی سنگزایی سنگ‏‌های آذرین اینست که ویژگی‏‌‏‌های خاستگاه ماگما برپایة مذاب‏‌‏‌های بخشی اولیه جداشده در عمق و سیر تحولی آن در هنگام بالاآمدن بررسی شود (Wilson, 1989). سنگ‏‌های منطقة بررسی‌شده سرشت آلکالن نشان می‏‌دهند. بحث‏‌‏ دربارة سنگ‌زایی سنگ‏‌های آلکالن در برگیرندة پیچیده‏‌ترین مباحث دانش سنگ‌شناسی است. با به‌کارگیری داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی و نمودار‏‌های گوناگون، تأثیر فرایند‏‌های مؤثر بر تحولات ماگمایی مانند تبلوربخشی، ذوب‏‌بخشی، فرایند‏‌های AFC و هضم و آلایش پوسته‏‏‌ای بر سنگ‏‌های مناطق بررسی‌شده بررسی خواهد شد. سنگ‏‌های بازالتی سلطان‌میدان از دیدگاه ترکیبی تقریباً یکنواخت هستند و ترکیب بازیک دارند. ازاین‏‌رو، گمان می‏‌رود فرایند‏‌های تغییر و تحولات ماگمایی بر آن تأثیر چندانی ندارد؛ اما در منطقة ماکو سنگ‏‌های بازیک به‌همراه سنگ‏‌های اسیدی برونزد دارند. سنگ‏‌های بازیک و اسیدی از دیدگاه پیدایش به یگدیگر وابسته‏‌ هستند (Moayyed et al., in Press).

فرایند تبلوربخشی یکی از عوامل مؤثر در تحولات ماگمایی و پیدایش سنگ‏‌های گوناگون منطقة ماکو است. در نمودار SiO₂ دربرابر CaO/Al₂O₃ برای سنگ‏‌های ماکو همخوانی منفی دیده می‌شود (شکل 10- A). کاهش بالای CaO/Al₂O₃ با افزایش SiO₂ از سوی بازالت به ریولیت، پدیدة جدایش پلاژیوکلاز را نشان می‏‌دهد (Kabeto et al., 2009)؛ اما در سنگ‏‌های بازالتی سلطان‌میدان هیچ همخوانی میان CaO/Al₂O₃ و SiO₂ دیده نمی‌شود. افزون‏‌بر آن Eu در سنگ‏‌های بازیک ماکو آنومالی مثبت و در سنگ‏‌های اسیدی آنومالی شدید منفی نشان می‌دهد. این ویژگی ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة جدایش بلورین شدید پلاژیوکلاز در سنگ‏‌های اسیدی است. همچنین، در نمودار MgO دربرابر SiO₂ دیده می‏‌شود که در سنگ‏‌های ماکو با افزایش SiO₂ در سنگ‏‌ها از مقدار MgO کاسته می‏‌شود. این پدیده ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة تبلوربخشی الیوین و کلینوپیروکسن در این سنگ‏‌ها‏‌‏‌ست (شکل 10- B). در سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان کاهش اندک در مقدار MgO با افزایش SiO₂ ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة جدایش کم الیوین و کلینوپیروکسن در این سنگ‏‌هاست. ازاین‏‌رو، تبلوربخشی در تحول سنگ‏‌های بازالتی سلطان‌میدان چندان مؤثر نبوده است. در کنار تبلوربخشی، هضم مواد پوسته‏‌ای در ماگما اهمیت ویژه‏‌ای در تکامل و تحول ماگمای سازندة سنگ‏‌ها دارد. برای تعیین نقش AFC (آلایش پوسته‏‏‌ای و تبلوربخشی) در تحول نمونه‏‌های بررسی‌شده، نمودار‏‌‏‌های نسبت‏‌‏‌های عنصر‏‌های کمیاب به‌کار برده شد. در نمودار Th/Y دربرابر Nb/Y به‏‌صورت لگاریتمی از Pearce (1983) سنگ‏‌های بررسی‌شده در محدودة آرایة گوشته‏‌ای جای می‏‌گیرند و خاستگاه گوشته غنی‏‌شده را نشان می‏‌دهند. این نمونه‌ها از روند AFC پیروی می‏‌کنند. همان‏‌گونه‏‌که نمودار‏‌های یادشده نشان می‏‌دهند، فرایند AFC نقش مؤثری در تحول سنگ‏‌های منطقة ماکو و سلطان‏‌میدان داشته است.

ماگما‏‌های صعودکنند‏‌ه‌ای که از گوشته جدا شده‏‌اند، شاید در هر مرحله از بالاآمدن با هضم‏‌ سنگ‏‌های دیواره خود آلوده شوند. برای بررسی میزان آلایش پوسته‏‏‌ای و نقش آن در تحول ماگما‏‌های سازندة سنگ‏‌های بررسی‌شده، نسبت‌های پیشنهادیِ Hart و همکاران (1989) برپایة عنصر‏‌های کمیاب به‌کار برده شد. بر این پایه، نسبت La/Nb بیشتر از 5/1 و La/Ta بیشتر از 22 ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة آلایش ماگما با ترکیب‌های پوسته‏‏‌ای است (شکل 10- D). کمتر‏‌بودن این نسبت‏‏‌ها از مقدارهای پیشنهادشده برای ماگما‏‌های بازالتی این مناطق ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة روی‌ندادن آلایش یا آلایش بسیار ناچیز ماگمای سازندة سنگ‏‌های بررسی‌شده با ترکیب‌های پوسته هنگام بالاآمدن است؛ اما سنگ‏‌های ریولیتی نسبت‏‏‌های La/Ta بالایی دارند. ازآنجایی‌که آلایش ماگمای ریولیتی با مواد پوسته‏‏‌ای احتمال ندارد، این نسبت بالا و ناهنجاری‏‌های پوسته‏‏‌ای بیشتر پیامد نقش خاستگاه غنی‌شده و درجة جدایش بلوری بالا بوده است. به باور Dai و همکاران (2011)، در ماگما‏‌های جداشده از گوشته نسبت Lu/Yb کم است (میانگین: 14/0- 15/0)؛ اما این نسبت در پوستة قاره‏‌ای بیشتر است (نزدیک به 16/0- 18/0). میانگین نسبت Lu/Yb در سنگ‏‌های بازیک ماکو و سلطان‏‌میدان به‌ترتیب نزدیک به 14/0 و 143/0 و در سنگ‏‌های اسیدی نزدیک به 156/0 است. این مقدارها نشان‏‌دهندة جدا‏‌شدن ماگمای سازندة سنگ‏‌های بازیک از یک خاستگاه گوشته‏‏‌ای، بدون آلایش پوسته‏‏‌ای است. همچنین، این مقدارها نشان می‌دهند سنگ‏‌های اسیدی از یک خاستگاه غنی‌شده و درجة جدایش بلوری بالا پدید آمده‏‌اند.

برای بررسی نقش پدیدة ذوب‏‌بخشی در تکامل و تحول ماگمای سازندة سنگ‏‌های بررسی‌شده، نمودار La دربرابر La/Sm به‌کار برده شد. برپایة این نمودار‏، پدیده ذوب‏‌بخشی نیز در پیدایش سنگ‏‌های منطقه به‏‌ویژه سنگ‏‌های اسیدی، مؤثر بوده است (شکل 10- E)؛ اما ذوب‏‌بخشی به‌تنهایی نمیاین مقدار گوناگونیِ سنگی را پدید نمی‌آورد و عامل اصلی گوناگونیِ سنگی در منطقه پدیده جدایش بلوری است.

شکل10- ترکیب نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان در: A) نمودار درصدوزنی SiO₂ دربرابر CaO/Al₂O₃ (Kabeto et al., 2009)؛ B) نمودار درصدوزنی MgO دربرابر SiO₂ (Zhu et al., 2007)؛ C) نمودار Nb/Y دربرابر Th/Y برای سنگ‏‌های بررسی‌شده در مقایسه با ترکیب پیشنهادیِ Pearce (1983) برای بازالت‏‏‌های میان‌اقیانوسی و بازالت‏‏‌های جزیره‌های اقیانوسی؛ D) نمودار La/Nb دربرابر La/Ta (Hart et al., 1989)؛ E) نمودار La دربرابر La/Sm (Fan et al., 2003)

سرشت آلکالن و میزان بالای LREE و HFSE در سنگ‏‌های مناطق بررسی‌شده نشان می‏‌دهند ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها از خاستگاه گوشته‌ای غنی‏‌شده‌ای خاستگاه گرفته است. برای شناخت میزان غنی‏‌شدگی این خاستگاه، نسبت‏‌های Zr/Y و Zr/Nb (برپایة مقدارهای پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989)) به‌کار برده شدند. به باور Sun و McDonough (1989)، نسبت‌‏‌های Zr/Y بیشتر از 46/2 و Zr/Nb کمتر از 71/15 جداکنندة خاستگاه‏‌های غنی‌شده و تهی‌شده هستند. ازاین‏‌رو، نسبت‏‏‌های Zr/Y برابر 50/3 تا 51/8 و 88/4 تا 68/7 به‌ترتیب برای سنگ‏‌های بازالتی ماکو و سلطان‏‌میدان و Zr/Nb برابر 54/2 تا 98/4 و 33/6 تا 38/11 به‌ترتیب برای سنگ‏‌های بازالتی ماکو و سلطان‏‌میدان نشان می‏‌دهند ماگمای سازنده سنگ‏‌های بازالتی منطقة ماکو و سلطان‏‌میدان از یک خاستگاه غنی‏‌شده سرچشمه گرفته‏‌اند.

برداشت

برپایة ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی کمابیش یکسان، سنگ‏‌های بازیک و جایگاه زمین‏‌شناسی مشترک و همانندی‏‌های بسیارِ سنگ‏‌های بازیک منطقة ماکو (در پهنة البرز- آذربایجان) و بازالت‏‏‌های سلطان‏‌میدان (در پهنة البز خاوری) بررسی و مقایسه شدند. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی مانند مقدار بالای LREE و HFSE و Ti ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة سرشت آلکالن و جایگاه درون‏‌صفحه‏‏‌ای سنگ‏‌های بازیک بررسی‌شده هستند. برپایة سرشت روابط سنگ‏‌نگاری، سن پیدایش، سرشت ماگما، پهنة زمین‏‌ساختی، محیط پیدایش این سنگ‏‌ها، یکسان بوده و به مراحل آغازین فرایند کافت‏‌زایی شمال ابرقاره گندوانا در اردویسین- سیلورین و پیدایش اقیانوس پالئوتتیس مربوط بوده است. البته فرایند‏‌های مؤثر بر تغییر و تحول ماگما در دو منطقة یادشده متفاوت هستند. در منطقة ماکو، ماگما در آشیانة ماگمایی دچار تبلوربخشی شده و جدایش کانی‏‌های الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز از ماگمای نخستین همراه با آلایش با مواد پوسته‏‏‌ای پیدایش ریولیت‏‏‌های A-type وابسته به محیط کافتی را به دنبال داشته است. در منطقة سلطان‌میدان، ریولیت‏‏‌ها و سنگ‏‌های فلسیک کمتر حضور دارند و یا اصلاً وجود ندارند و در شمال‏‌باختری ایران در عجب‏‌شیر و ماکو دیده می‏‌شوند. این پدیده پیامد نرخ گسترش متفاوت در حرکات آغازین کافت پالئوتتیس است؛ به‌گونه‌ای‌که در منطقة شمال‏‌خاوری به‌علت سرعت گسترش بالا و شدت حرکات کششی، بازالت‏‏‌های با خاستگاه ‏‌گوشته‏‏‌ای فرصت جدایش بلوری در ژرفا را نداشته‌اند و به سرعت بالا آمده و فوران کرده‌اند؛ ازاین‌رو، انقطاع دیلی به‌ندرت دیده می‏‌شود. اما در شمال‏‌باختری و به‏‌سوی باختر کافت پالئوتتیس، به‌علت سرعت اندک گسترش و شدت کم حرکات کششی، ماگمای بازالتی فرصت تبلوربخشی در ژرفا را پیدا کرده است و ازاین‌رو، ترم‏‌های جدایش‌یافتة اسیدی پدیدار شده‌اند. با دانستن شواهد یادشده تصور می‌شود سرعت کافتی‏‌شدن و در پی آن، سرعت گسترش اقیانوس پالئوتتیس از خاور به باختر کاهش یافته است. این نکته کلیدی است که برای تطابق و فهم تغییرات افیولیت‏‏‌های پالئوتتیس از خاور تا باختر به‌کار برده می‌شود.