سنگ‌زایی سنگهای نیمهژرف نئوژن کامو، شمال اصفهان

گنبدهای آذرین نئوژن شمال کامو در حاشیة باختری پهنة ساختاری ایران مرکزی رخنمون یافته‌اند‏‌ و بخشی از کمان ماگمایی ارومیه-دختر در پهنة برخوردی ابرورقه‏‌های اوراسیا و عربی به‌شمار می‌روند. کمان ماگمایی ارومیه-دختر، با رخنمون‌ گسترده‌ای از سنگ‏‌های آذرین دوران دوم تا زمان کنونی شناخته می‌شود. ماگماتیسم این کمان پیامد فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی است و از ژوراسیک آغاز (Maghdour Mashhour et al., 2021) و در میانه ائوسن به اوج خود رسیده است. دربارة زمان بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس اتفاق‌نظر وجود ندارد و برخی آن را ادامة فرورانش تا الیگوسن پسین- میوسن (Mohajjel et al., 2003; Shahabpour, 2007) و برخی آن را جوان‌تر می‌دانند (Alavi, 2004; Ghasemi and Talbot, 2006).

بررسی‏‌ها‏ روی ماگماتیسم بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه-دختر گویای تفاوت ترکیب و زایش مذاب‌های ماگمایی (خاستگاه گوشته‌ای یا پوسته‌ای) در زمان‏‌های گوناگون است (Davarpanah, 2009; Khodami, 2019; Ahmadian and Ghadirpour, 2020; Sherafat and Asadollahinezad, 2021; Delavari and Damghani, 2022). پژوهشگران بسیاری از دیدگاه‏‌های متفاوتی محدودة کامو را بررسی کرده‌اند. بدر و همکاران (Badr et al., 2013) پیدایش تودة گرانودیوریتی قهرود را از یک ماگمای کالک‌آلکالن در محیط مرتبط با کمان قاره‏‌ای دانسته‏‌اند. بررسی بیوتیت‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی خاور کامو (Sayari et al., 2014) نشان‌دهندة تعلق این سنگ‏‌ها به سری کالک‌آلکالن است. طباطبایی‌منش و همکاران (Tabatabai Manesh et al., 2014) با دمـافشارسنجی فنوکریست‏‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز سنگ‏‌های داسیتی- آندزیتی خاور کامو، ژرفای تبلور این فنوکریست‏‌ها را 17 کیلومتری پوستة قاره‏‌ای برآورد کردند. شرافت و مکی‏‌زاده (Sherafat and Mackizadeh, 2017) پیدایش اسکارن آهن جوینان را در پی دو گامة اصلی دگرگونی و دگرنهادی دانسته‏‌اند. اسماعیلی و همکاران (Esmiaili et al., 2019) با توجه به شواهد کانی‏‌شناسی، کانسار آهن کامو را اپی‏‌ژنتیک هیدروترمال دانسته‌اند. با وجود پژوهش‏‌های فراوان، تا کنون پژوهش مستقلی دربارة خاستگاه و سنگ‌زایی گنبدهای شمال کامو انجام نشده است. ازاین‌رو، این پژوهش با هدف بررسی جایگاه زمین‏‌ساختی، سنگ‌زایی و مدل‏‌سازی فرایندهای آذرین مؤثر در پیدایش سنگ‏‌های آذرین منطقه با ارزیابی میدانی، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی سنگ‌کل انجام شده است. نتایج این پژوهش در درک چگونگی پیدایش سنگ‏‌های آتشفشانی نئوژن پهنة ارومیه-دختر، به‌ویژه منطقة کامو و پیامدهای فرورانش در پهنة برخوردی صفحة ایران و عربی کمک به‌سزایی می‌‏‌‏کند.

زمین‏‌شناسی منطقه

گنبدهای نیمه‌ژرف شمال کامو در 120 کیلومتری شمال اصفهان رخنمون دارند و بخشی از چهارگوش 1:100000 کاشان در عرض‌های شمالی '05 °31 تا '10 °31 و طول‌های خاوری '10 °51 تا '20 °51 را در بر گرفته‌اند. از دیدگاه منطقه‌بندی ساختاری ایران، محدودة یادشده در حاشیة باختری پهنة ایران مرکزی و بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر جای گرفته‏‌ است (Alavi, 2004; Aghanabati, 2006). در این ناحیه، واحدهای سنگ چینه‏‌ای مزوزوییک تا کواترنر برونزد دارند (شکل 1). نواحی پست منطقه بیشتر مارنی و کنگلومرایی هستند و بلندی‏‌ها را آهک‏‌های ضخیم‏‌لایة سازند قم، توده‌های آذرین درونی و سنگ‌های نیمه‌ژرف و آتشفشانی پدید آورده‌اند. بلندی‌های شمال و شمال‌خاوری منطقه با سازندهای دوران دوم و سوم پوشیده شده‌اند و بلندی‌های بخش جنوبی منطقه بیشتر از سنگ‏‌های آواری و کربناتة نئوژن ساخته شده‏‌اند (Radfar and Alai Mahabadi, 1993). سنگ‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش به شکل گنبدهای اسیدی نئوژن با ریخت‌شناسی خشن و ستیغ‏‌ساز در بخش میانی و شمال‌خاوری نقشه برونزد دارند و درون سنگ‏‌های آتشفشانی قدیمی‏‌تر جایگزین شده‌اند.

واحدهای سنگی مزوزوییک، شامل شیل و ماسه‏‌سنگ‏‌ سازند شمشک (ژوراسیک پیشین) و آهک اربیتولین‏‌دار کرتاسه پیشین، کهن‏‌ترین رخنمون‏‌های سنگی برونزد‌یافته در بخش شمالی منطقه به‌شمار می‌روند. واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن با دگرشیبی مشخص، واحدهای مزوزوییک را پوشانده‌اند و رخنمون‏‌های پراکنده‏‌ای از آن با سنگ‌های آذرآواری و نهشته‏‌های رسوبی شیل، مارن و آهک نومولیتی در بخش‏‌های خاوری منطقه دیده می‏‌شوند. ترادف‏‌های رسوبی سازند قم به سن الیگومیوسن (شامل شیل- مارن، آهک ریفی و آهک‌های کرم تا زرد) در بخش جنوبی منطقه رخنمون یافته‏‌اند. سنگ‏‌های کنگلومرایی پلیوسن با خمیرة رسی بیشتر در دامنة رشته‏‌کوه‌های شمال‌خاوری جوشقان قالی برونزد دارند. تودة باتولیتی گرانیتی قهرود نهشته‏‌های میوسن زیرین را قطع کرده‌ است و سنگ‌های دربرگیرنده را دچار دگرگونی همبری کرده است. پیرامون شهر کامو و در میان واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن، برونزدهای فراوانی از سنگ‏‌های آذرین نئوژن به شکل توده‏‌های نیمه‏ژرف و گنبدی‌شکل با روند خطی در راستای چندین گسل با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دیده می‏‌شود که موضوع این پژوهش هستند. بیشتر ساختارهای گنبدی یادشده در پی تفاوت کم گرانروی ماگمای بالارونده با سنگ‏‌های دربرگیرنده و ژرفای کم جایگزینی تودة ماگمایی پدید آمده‏‌اند. آبرفت‌ها و رسوب‌های معادل کواترنری جوان‌ترین نهشته‏‌های منطقه به‌شمار می‌روند.

شکل 1. A) موقعیت منطقه در نقشة زمین‌شناسی ساختاری ایران (با تغییرات Alavi 2004; Shabanian et al., 2018)؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شده منطقه برگرفته از نقشة زمین‏‌شناسی 100000/1 کاشان (Radfar and Alai Mahabadi, 1993).

Figure 1. A) Location of the study area in the structural geology map of Iran (Modified from Alavi 2004; Shabanian et al., 2018); B) Simplified geological map of the area derived from the 1:100,000 Kashan geological map (Radfar and Alai Mahabadi, 1993).

روش انجام پژوهش

در راستای دستیابی به اهداف پژوهش و پس از بررسی تصویرهای ماهواره‏‌ای، مسیرهای دسترسی به برونزدهای سنگی تعیین و پس از بازدیدهای میدانی، نمونه‏‌برداری میدانی انجام شد. از نمونه‏‌های برداشت‌شده، 65 برش نازک میکروسکوپی تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی سنگ‏‌نگاری شدند و شمار 11 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برگزیده و به روش طیف‌سنجی پلاسمای جفت‌شده القایی در آزمایشگاه ACME کانادا تجزیه شدند. آستانة آشکارسازی این روش برای عنصرهای اصلی 01/0 درصد و برای عنصرهای کمیاب ppm5- 5/0 است. داده‌‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی و نمودارهای زمین‌شیمیایی مورد نیاز با نرم‌افزارهای GCDkit و CorelDRAW رسم شدند و پس از بررسی، تحلیل و تلفیق داده‏‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های میدانی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی، این مقاله به نگارش درآمد.

سنگ‌نگاری

سنگ‏‌های بررسی‌شده بیشتر به شکل گنبدهای نیمه‌ژرف رخنمون یافته‌اند (شکل 2) و بر پایةٔ بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، به طیف ترکیبی داسیت و آندزیت تعلق دارند. آندزیت‏‌ها در صحرا به‌رنگ صورتی تیره دیده می شوند و از دیدگاه سنگ‌نگاری، بافت نیمه‌بلورین، پورفیری و زمینه‏‌ آفانیتیک، شیشه‏‌ای یا تراکیتی دارند (شکل 3-A). این سنگ‏‌ها پورفیریتیک هستند و درشت بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و به‌ندرت پیروکسن دارند. اندکی تغییر در شیمی سنگ و در پی آن، فراوانی کانی‏‌های یادشده، سبب تغییر سنگ‏‌شناسی از آندزیت به داسیت می‏‌شود. داسیت‏‌ها در نمونة دستی به‌رنگ خاکستری هستند و به‌ندرت انکلاوهای تیره و گردشده از جنس ماگمای پیش‏‌رس دارند. از دیدگاه سنگ‌نگاری، بافت‌های نیمه‌ژرف تمام بلورین با زمینة ریزدانه و یا نیمه‏‌بلورین با زمینة آفانتیک یا تراکیتی (شکل 3-B) و درشت بلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز، آمفیبول و بیوتیت دارند.

شکل 2. تصویر صحرایی از A) رخننمون سنگ‏‌های نیمه‌ژرف کامو؛ B) برونزد گنبدی شکل توده‏‌ها (دید رو به شمال)؛ C) رنگ سنگ‌ها در نمونة دستی؛ D) انکلاو تیره رنگ گردشده در سنگ‏‌های نیمه‌ژرف.

Figure 2. Field photos of A) Subvolcanic rocks' outcrop in Kamu; B) Dome-like outcrop of igneous bodies (northward view); C) Rocks' color in hand specimen; D) Rounded dark color enclave in the sub-volcanic rocks.

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های نیمه‌ژرف منطقة کامو در A) بافت پورفیری با زمینة تراکیتی در آندزیت؛ B) بافت پورفیروییدی در سنگ‏‌های داسیتی؛ C) درشت بلورهای منطقه‌بندی‌شدة پلاژیوکلاز در آندزیت؛ D) پلاژیوکلاز غربالی در آندزیت؛ E) کائولینیتی و سریسیتی‌شدن پلاژیوکلاز؛ F) درشت بلورهای شکل‌دار آمفیبول؛ G) واپاشی آمفیبول به کلریت، کلسیت، اسفن و کانی‌های کدر؛ H) بلور کلینوپیروکسن در آندزیت؛ I) بلورهای ریز و نیمه‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل کوارتز در سنگ‏‌های داسیتی (نام اختصاری کانی‏‌ها: Cpx: کلینوپیروکسن؛ Am: آمفیبول؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Qz: کوارتز؛ Cc: کلسیت؛ Chl: کلریت؛ از Whitney and Evans (2010)).

Figure 3. Photomicrographs of the Kamu subvolcanic rocks in A) Porphyritic texture with trachitic groundmass in andesite; B) porphyroid texture in dacitic rocks; C) Phenocrsyt of zoned plagioclase in andesite; D) Sieved plagioclase in andesite; E) Kaolinitization and sericitization of plagioclase; F) Euhedral amphibole pheoncrystals; G) Decomposition of amphibole into chlorite, calcite, sphene, and opaque minerals; H) Clinopyroxene mineral in the andesite; I) Subhedral to unhedral quartz in dacitic rocks (Abbreviations: Cpx: clinopyroxene; Am: amphibole; Pl: plagioclase; Qz: quartz; Cc: calcite; Chl: chlorite; Whitney and Evans, 2010).

فراوان‌ترین کانی سنگ‏‌های آندزیتی، بلور‌های لوحه‏‌ای شکل‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار پلاژیوکلاز با طول 5/0 تا 3 میلیمتر و ساختار منطقه‏‌ای یا ماکل تکراری هستند (شکل 3-C). وجود بافت غربالی و حاشیة غبارآلود در شماری از پلاژیوکلازها، نشان‌دهندة نبود تعادل ماگما در پی تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر ماگمای در حال تبلور است (شکل 3-D). این بافت‏‌ها بیشتر پیامد کاهش ناگهانی فشار حاکم بر ماگما هنگام صعود، افزایش فشار بخار آب هنگام صعود ماگما یا ورود مقدار فراوانی سیال به درون آشیانة ماگمایی، افزایش دما به سبب ورود ماگمایی داغ‏‌تر و آلایش ماگمایی و یا انحلال دوباره هستند (Tsuchiyama, 1985; Stewart and Pearce, 2004; Humphreys et al., 2006). با توجه به نبود شواهد آلایش ماگمایی، بافت غربالی پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها را می‏‌توان پیامد کاهش فشار ماگما هنگام صعود به ترازهای بالاتر پوسته‏‌ای دانست. بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز به‌طور کامل یا بخشی به سریسیت یا کائولینیت تجزیه شده‏‌اند (شکل 3-E).

درشت‏‌بلورهای شکل‌دار تا نیمه‏‌شکل‌دار آمفیبول به رنگ سبز تا قهوه‏‌ای هستند و گاه در بخش‏‌های حاشیه‏‌ای اوپاسیتی شده‏‌اند (شکل 3-F). وجود میانبار‏‌های آمفیبول در پلاژیوکلاز، گویای تبلور آن پیش از پلاژیوکلاز است. بلورهای آمفیبول بیشتر به سبب کاهش ناگهانی فشار در دمای ثابت که پیامد راهیابی سریع ماگما به افق‏‌های بالاتر است، دچار ناپایداری و فروپاشی می‌شوند (Buckley et al., 2006) و با کانی‏‌های ریز کلریت، کلسیت، اسفن و کانی‌های کدر جانشین شده‏‌اند (شکل 3-G).

بیوتیت‏‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار با چندرنگی زرد- قهوه‏‌ای، فراوانی بسیار کمتری نسبت به آمفیبول دارند. همراهی آمفیبول و بیوتیت در سنگ نشان‌دهندة بالابودن فشار مواد فرار در ماگماست (Papoutsa and Pe-Piper, 2014). در شمار اندکی از مقاطع نازک سنگ‏‌های آندزیتی، پیروکسن به شکل بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‏‌شکل و در همراهی با آمفیبول دیده می‏‌شود (شکل 3-H). کانی‏‌های سریسیت، کلریت، کلسیت و اپیدوت از کانی‏‌های ثانوی هستند که از دگرسانی کانی‏‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول در سنگ‏‌های آندزیتی پدید آمده‏‌اند.

سنگ‏‌های داسیتی ترکیب کانی‏‌شناسی داسیت‏‌ها‏‌ همانند سنگ‏‌های آندزیتی است و از آندزیت‏‌ها با نبود حضور پیروکسن و وجود ریزبلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‏‌شکل کوارتز شناخته می‏‌شوند. کانی کوارتز در سنگ‏‌های داسیتی بیشتر فضای خالی میان دیگر کانی‏‌ها را پر می‏‌کند (شکل 3-I). سریسیت، کائولینیت، کلریت، کلسیت، کانی‌های کدر و اسفن کانی‏‌های ثانویه سنگ هستند که از تجزیة کانی‏‌های پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و پیروکسن پدید آمده‏‌اند.

زمین شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب نمونه‏‌های شمال کامو در جدول 1 آورده شده‌اند. بازة تغییرات SiO₂ سنگ‏‌ها نه‌چندان گسترده و از 58/61 تا 64/68 درصدوزنی متغیر است. مقدار اکسید سدیم سنگ از 95/4- 49/3 و K₂O از 07/3- 33/2 درصدوزنی متغیر است.

جدول 1. داده‏‌های به‌دست آمده از تجزیه سنگ‏‌های نیمه‌ژرف کامو به روش طیف سنجی پلاسمای جفت شده القایی

Table 1. Data obtained from chemical analysis of the Kamu subvolcanic rocks by ICP-MS

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

در نمودار رده‏‌بندی مجموع آلکالی در برابر سیلیس و نسبت‌ Nb/Y در برابر Zr/Ti، این سنگ‏‌ها در گسترة ترکیبی داسیت و آندزیت ساب‌آلکالن قرار گرفته‌اند و در نمودار نسبت سیلیس به اکسید پتاسیم سرشت ماگمایی کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا نشان می‌دهند. همچنین، از دیدگاه شاخص اشباع‌شدگی، متاآلومینوس هستند (شکل 4).

نمودار تغییرات چندعنصری بهنجارشده سنگ‏‌های نیمه‌ژرف کامو نسبت به گوشتة اولیه (شکل 5- A) و همچنین، بازالت میان‌اقیانوسی (شکل 5-B) گویای غنی‏‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون متحرک مانند Ba، Sr و Rb و تهی‏‌شدگی واضح عنصرهای Ti، Nb، Ta و P است. این ویژگی‏‌ها، شاخص ماگماتیسم کمان هستند و در ماگماهای مرتبط با پوستة فرورانده و گوشتة دگرنهاد روی آن که تحت‌تأثیر فرایندهای تبلور بخشی و آلایش با مواد پوسته‏‌ای بوده‏‌اند، دیده می‌شود.

الگوی بهنجارشده عنصرهلی کمیاب این سنگ‏‌ها به ترکیب کندریت، روندی شیب‏‌دار از ‌عنصرهای خاکی کمیاب سبک LREE به‌سوی ‌عنصرهای خاکی کمیاب سنگین HREE بدون بی‏‌هنجاری مشخص از یوروپیم نشان می‏‌دهد (شکل 5-C). غنی‌شدگی ‌عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به ‌عنصرهای خاکی کمیاب سنگین ناشی از ذوب‌بخشی درجه کم یا آلایش ماگمایی با مواد پوسته‏‌ای است. مقدار HREE و HFSE در نمودارهای چندعنصری، ویژگی‌های خاستگاه ماگما را نشان می‌دهند. نبود ناهنجاری منفی یوروپیم، استرانسیم و باریم نشان‌دهندة نبود دخالت پوستة قاره‏‌ای در فرایند ذوب (Pe-piper et al., 2002) و مقدارهای کم ‌عنصرهای خاکی کمیاب سنگین، نشان‌دهندة حضور گارنت یا آمفیبول در خاستگاه است (MacDonald et al., 2000). نبود بی‏‌هنجاری عنصر یوروپیم معمولاً به نبود حضور پلاژیوکلاز در خاستگاه و درگیر نشدن آن در فرایند ذوب یا شرایط اکسیدان خاستگاه پیامد نقش سیال‌های رهاشده از تختة فرورو دانسته می‏‌شود (Arsalan and Aslan, 2006; MacDonald et al., 2000).

شکل 4. رده‏‌بندی زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های نیمه‌ژرف منطقة شمال کامو در A) نمودار SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار نسبت SiO₂ در برابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ C) سرشت متاآلومین سنگ‌های بررسی‌شده (Shand, 1943)؛ D) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971).

Figure 4. Geochemical classification of subvolcanic rock in the north of Kamu area in A) SiO₂ versus Na₂O+K₂O diagram (Cox t al, 1979); B) SiO₂ versus K₂O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); C) Metaluminous nature of studied rocks (Shand, 1943); D) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971).

شکل 5. نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده نمونه‌های منطقة کامو به ترکیب A) گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) بازالت پشتة میان‌اقیانوسی (Pearce, 1983)؛ C) کندریت (Nakamura, 1974).

Figure 5. Spider diagram of Kamu sample normalized to the composition of A) Primitive mantle (Sun and McDonough 1989); B) mid- ocean ridge basalts (Pearce, 1983); C) Chondrite (Nakamura, 1974).

بحث

سنگ‌های داسیتی و آندزیتی مورد مطالعه در نمودارهای تکتونوماگمایی مختلف مانند نمودار سه‌تایی Nb/8، La/10 و Y/15 (Cabanis and Lecolle, 1989)، نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf (Schandle and Gorton, 2002) و همچنین، در نمودار Zr در برابر Y (Muller et al., 1992) از نظر توزیع عنصرهای کمیاب در محیط زمین‌ساختی کمان ماگمایی و کمان حاشیة قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند (شکل‌های 6-A، 6-B و 6-C).

ماگماتیسم پهنه‏‌های فرورانش می‏‌تواند ‌پیامد ذوب پوستة اقیانوسی فرورو، ذوب پوستة قاره‏‌ای و یا ذوب گوشته (سست‌کره‏‌ای یا سنگ‌‏‌کره‏‌ای) باشد (Wilson, 1989). پیدایش ماگما در این پهنه‏‌ها، به‌سبب ورود سیال‏‌های ناشی از آبزدایی پوسته اقیانوسی فرورو به درون گوة گوشته‏‌ای است که متاسوماتیسم، غنی‌شدگی از عنصرهای ناسازگار و در نهایت ذوب‌بخشی را به‌دنبال دارد. در این مناطق، ذوب‌بخشی پوستةاقیانوسی فرورانده نیز می‌تواند در پیدایش ماگما مشارکت ‏کند.

در نمودار Th/Ybدر برابر Nb/Yb که برای شناخت خاستگاه ماگما به‌کار برده می‌شود نیز نمونه‌ها از روند آرایة کمان ماگمایی پیروی می‌کنند (شکل 6- D). افزایش مقدار توریم و شیب مثبت نمودارها، مشارکت فرایند آلایش پوسته‌ای را در تحول ماگما نشان می‌دهد. تغییرات عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در ‌نمودارهای بهنجارشده با کندریت و گوشتة اولیه (شکل 5) نیز با منبع گوشته دگرنهادشده توجیه‌پذیر است.

شکل 6. ترکیب نمونه‏‌های منطقة شمال کامو در A) نمودار سه‏‌تایی Nb/8، La/10 و Y/15 (Cabanis and Lecolle, 1989)؛ B) نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf (Schandle and Gorton, 2002)؛ C) نمودار Zr در برابر Y (Muller et al., 1992)؛ D) نمودار Nb/Yb در برابر Pearce, 1983) Th/Yb).

Figure 6. Composition of samples from notth Kamu in A) Nb/8, La/10, Y/15 ternary diagram (Cabanis and Lecolle, 1989), B) Ta/Hf versus Th/Hf diagram (Schandle and Gorton, 2002); C) Zr versus Y diagram (Muller et al., 1992); D) Nb/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1983).

سنگ‏‌های نیمه‌ژرف شمال کامو نسبت به سنگ‏‌های کالک‌آلکالن معمولی SiO₂، Sr، Sr/Y و La/Yb بالاتر و MgO، Yb و Y و عنصرهای کمیاب سنگین کمتری دارند. هوچنین، در نمودارهای پیشنهادی برای جدایش سنگ‏‌های آداکیتی از ماگماهای متداول پهنه‏‌های فرورانش (Defant and Drummond, 1990; Martin, 1999; Martin et al., 2005)، نمونه‌ها ویژگی‌های آداکیتی نشان می‌دهند (شکل‌های 7-A و 7-B). همچنین، نمودار نسبت Yb_N در برابر (La/Yb)_N گویای ذوب‌بخشی نزدیک به ده درصدی (10%) یک سنگ خاستگاه گارنت آمفیبولیتی است (شکل 7-B).

ماگماهای آداکیتی از ذوب‌بخشی ترکیبات بازالتی دگرگون در رخسارة اکلوژیت- آمفیبولیت تولید ‏‌شده‌اند (Castillo, 2006) و پوستة اقیانوسی فرورو در پهنه‏‌های فرورانش، مهم‌ترین خاستگاه این ماگماها به‌شمار می‏‌رود. به باور برخی پژوهشگران (Tsuchiya et al., 2007; Lechmann et al., 2018)، ذوب‌بخشی بخش زیرین پوستة ضخیم‌شده و یا ذوب گوشتة دگرنهادشده از دیگر گزینه‏‌های مطرح در پیدایش ماگماهای آداکیتی هستند. برای شناخت خاستگاه سنگ‏‌های آداکیتی از دیدگاه ذوب تختة فرورو و یا ذوب پوستة زیرین می‏‌توان از نمودار Rb در برابر K₂O/Na₂O و نمودار CaO/Al₂O₃ در برابر K₂O/Na₂O بهره گرفت (شکل‌‌های 7-C و 7-D). این نمودارها با اندکی پراکندگی و همپوشانی نشان می‏‌دهند که در پیدایش سنگ‌های شمال کامو، ذوب تختة فرورو نقش مهم‏‌تری نسبت به ذوب پوستة زیرین داشته است. مقدار بالای Sr/Ce و Nb/Zr در این سنگ‏‌ها نشان‌دهندة نقش تختة فرورو در پیدایش ماگماست. مقدار بالای Ce/Yb در سنگ‏‌های شمال کامو تأثیر آلایش بر ماگمای سازندة آنها را نشان می‏‌دهد (Elburg et al., 2002).

شکل 7. نمودارهای شناسایی آداکیت‏‌ها A) نمودار Y دربرابر Sr (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار نسبت Yb_N در برابر (La/Yb)_N (Defant and Drummond, 1990)؛ C) نمودار Rb در برابر K₂O/Na₂O (Sisson and Grove, 1993)؛ D) نمودار CaO/Al₂O₃ در برابر K₂O/Na₂O (Delavari et al., 2014).

Figure 7. Adakite discrimination diagrams A) Y versus Sr diagram (Defant and Drummond, 1990); B) Yb_N versus (La/Yb)_N (Defant and Drummond, 1990); C) Rb versus K₂O/Na₂O diagram (Sisson and Grove, 1993); D) CaO/Al₂O₃ versus K₂O/Na₂O diagram (Delavari et al., 2014).

مقدار بالا و همبستگی مثبت نسبت Ba/Nb با نیوبیم، نشانه دخالت مستقیم ترکیب تختة فرورو در مذاب خاستگاه است؛ زیرا در فرایند فرورانش، نیوبیم تحرک کمتری دارد و وقتی باریم و نیوبیم به درون گوشته منتقل شوند نسبت Ba/Nb افزایش می‏‌یابد (Bourdon et al., 2002). پراکندگی (و تا اندازه‌ای همبستگی منفی) در نمودار شکل 8-A، چه‌بسا نشان‌دهندة اینست که مذاب مادر این سنگ‌ها مستقیماً از تختة فرورو پدید نیامده است و جدایش بلورین مستقیمِ پوستة اقیانوسی برای توضیح تغییرات زمین‌شیمیایی این سنگ‌ها کافی نیست. از سوی دیگر، تغییر مقدار La در برابر La/Sm ، نشان می‏‌دهد فرایند اصلی مؤثر در تغییرات زمین‌شیمیایی دیده‌شده در سنگ‏‌های شمال کامو، فرایند ذوب‌بخشی بوده است (شکل 8-B). هرچند ویژگی‏‌های ماگمای مادر به‌ویژه با توجه به مقدارهای کم MgO و Ni با مذاب‏‌های شاخص گوشته نیز همخوانی ندارد؛ اما می‏‌توان گمان برد این ماگما از گوشته‏‌ای سرچشمه گرفته است که با مذاب‌ها و سیال‌های رهاشده از تختة فرورو دگرنهاد شده است (Bourdon et al., 2002). دگرنهادشدن گوۀ گوشته‏‌ای با سیال‌های رهاشده از تختة فرورو افزایش مقدار عنصرهای لیتوفیل درشت یون (LILE: K, Rb, Ba, Sr, Th, U) و کاهش مقدار عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE: Nb, Ti, Ta) را به‌دنبال دارد. بر پایة نمودار Th/Nd در برابر Ba/La (شکل 8- C) عامل اصلی دگرنهادکننده، مذاب‌های برخاسته از ذوب رسوب‌های فرورانده و در درجة بعدی سیال‌های رهاشده از تختة فرورو هستند. نمودارهای زمین‌شیمیایی نشان می‏‌دهند مذاب‏‌های پدیدآمدهداز ذوب رسوب‌های همراه با تختة فرورو در دگرنهادشدن گوشته نقش مؤثرتری داشته‏‌اند (شکل‌های 8-D، 8-E و 8-F).

شکل 8. A) نمودار Nb در برابر Ba/Nb (Bourdon et al., 2002)؛ B) نمودار La در برابر La/Sm (Blein et al., 2001)؛ C) نمودار Th/Nd در برابر Ba/La (Shaw, 1970)؛ E) نمودار Th در برابر Ba/Th (Nurlu et al., 2023)؛ D) نمودار Th/Rb در برابر Ba/Th (Defant and Drummond, 1990)؛ E) نمودار Th/Rb در برابر Ba/La (Zeng et al., 2022).

Figure 8. A) Nb versus Ba/Nb (Bourdon et al., 2002); B) La versus La/Sm (Blein et al., 2001); C) Th/Nd versus Ba/La diagram (Shaw, 1970); D) Th versus Ba/Th (Nurlu et al., 2023); E) Th/Rb versus Ba/Th (Defant and Drummond, 1990); F) Th/Rb versus Ba/La (Zeng et al., 2022).

درجة کم ذوب‌بخشی گوشته‌ با مقدارهای ثابت HREE-HFSE، پیدایش مذابی با فراوانی قلیایی‌ها، Ba، LILE و عنصرهای بسیار ناسازگار را در پی داشته است و در نتیجه نسبت این عنصرها به عنصرهای با سازگاری بیشتر مانند Y و Nb (که ممکن است در کانی‏‌های اتفاقی حفظ شوند) در مذاب‌های با درجة ذوب کم، افزایش یافته است (Bourdon et al., 2002). رفتار متفاوت Nb در برابر LILE و HREE گواهی بر سرچشمه‌گرفتن آن از گوشته است. نیوبیم در فازهای آمفیبول و ایلمنیت متمرکز شده‌اند و آنومالی منفی آنها بیشتر به حضور این کانی‏‌ها به‌عنوان فاز به‌جامانده در خاستگاه دانشته شده است.

ارتباط مستقیم TiO₂ و Nb می‏‌تواند نشانة حضور فاز غنی از آن مانند روتیل، وجود HRRE و Y گویای حضور گارنت و آمفیبول در فاز به‌جامانده و مقدار کم Yb نشان‌دهندة به‌جا‏‌ماندن گارنت در خاستگاه باشد (Kampunzu et al., 2003). نمودارهای Sm/Yb در برابر Ce/Sm و La/Sm (شکل‌های 9-A و 9-B) نیز به‌خوبی نشان می‌دهند گارنت و آمفیبول از فازهای کانیایی به‌جامانده در خاستگاه هستند (Nadermezerji et al., 2018).

شکل 9. A) نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm (Çoban, 2007)؛ B) نمودار نسبتCe/Sm  در برابر La/Sm و حضور گارنت در خاستگاه (Kay and Mpodozis, 2001; Nadermezerji et al., 2018).

Figure 9. A) Sm/Yb versus La/Sm (Çoban, 2007); B) Ce/Sm versus La/Sm and garnet presence in the source (Kay and Mpodozis, 2001; Nadermezerji et al., 2018).

شکل 10 نشان‌دهندة مذاب‌های جداشده از ذوب آمفیبولیت هستند. گارنت در ژرفای بیش از 50-45 کیلومتر، پیروکسن در ژرفای کمتر از 35 کیلومتر و آمفیبول در ژرفای کمتر از 45-30 کیلومتر پایدار است (Perkins and Anthony, 2011) و بدین ترتیب، مذاب می‏‌تواند از ژرفای نزدیک به 45 کیلومتری خاستگاه گرفته باشد. گارنت در درجة ذوب‌بخشی 8% دچار فرایند ذوب می‌شود و درجات ذوب بالاتر و پایداری آمفیبول، افزایش مقدار نیوبیم و کاهش غلظت عنصرهای ناسازگار در ماگما را در پی خواهد داشت. انتقال رخسارة آمفیبولیت به اکلوژیت در 22-25 کیلوبار و ژرفای نزدیک به 100 کیلومتری و با شکست آمفیبول در بالای تختة فرورو رخ می‏‌دهد که با کمان‏‌های آتشفشانی در پهنة فرورانش همخوانی دارد. در حقیقت، می‌توان خاستگاه آمفیبولیتی در گوشتة بالای تختة فرورو که هنگام واکنش مذاب‏‌ها و سیال‌های رهاشده از تخت فرورو دگرنهاد شده‌اند را در پیدایش مذاب دخیل دانست. این پدیده در شکل 7- B به‌خوبی نمایان است. بر پایة این شکل، پیدایش ماگمای سازندة سنگ‏‌های شمال کامو پیامد ذوب‌بخشی ده درصدی گوشتة گارنت آمفیبولیتی دگرنهادشده بوده است.

 شکل10. ارزیابی ترکیب خاستگاه مذاب در A) نمودار (Al₂O₃/ (FeO+MgO+TiO₂ در برابر Al₂O₃+FeO+MgO+TiO₂ (Patiño Douce, 1999)؛ B) نمودار CaO/(FeO+MgO+TiO₂) در برابر (CaO+FeO+MgO+TiO₂) (Patiño Douce, 1999).

Figure 10. Determination of source melt composition in A) Al₂O₃/(FeO+MgO+TiO₂) versus Al₂O₃+FeO+MgO+TiO₂ diagram (Patiño Douce, 1999); B) CaO/(FeO+MgO+TiO₂) versus (CaO+FeO+MgO+TiO₂) diagram (Patiño Douce, 1999).

برداشت

سنگ‌های نیمه‌ژرف شمال کامو با ترکیب داسیتی و آندزیتی به شکل گنبدهای پراکنده در منطقة کامو در شمال اصفهان رخنمون یافته‏‌اند. این سنگ‏‌ها دربردارندة کانی‏‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، آمفیبول و بیوتیت در خمیره‏‌ای میکروکریستالین هستند و بافت‌های‌ پورفیروییدی تا پورفیری را به نمایش می‌گذارند. بررسی شیمی سنگ‏‌ها گویای ترکیب داسیت تا آندزیتی و سرشت متاآلومینه و کالک‌آلکالن سنگ‏‌های یادشده است. نمودارهای تکتونوماگمایی و شواهد زمین‌شیمیایی مانند غنی‌شدگی از LILE و LREE و تهی‌شدگی از HFSE و HREE به‌همراه نبود بی‏‌هنجاری یوروپیم نشان‌دهندۀ رخداد ماگماتیسم در حاشیة قاره هستند. ویژگی‏‌های بینابینی آداکیت‏‌ و مذاب‌های کالک‌آلکالن جداشده از گوشتة کمان ماگمایی گواه این باور هستند که ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها از ذوب‌بخشی درجه کم گوشته‏‌ای پدید آمده است که هنگام فرورانش، سیال‌ها و مذاب‌های جداشده از تختة فروروی دگرنهادشده و نیز تبلوربخشی و آلایش با مواد پوسته‏‌ای آن را دچار تحول ماگمایی کرده‌اند. ذوب از یک خاستگاه آمفیبولیتی در ژرفای پایداری گارنت رخ داده است.

سپاس‌گزاری

پژوهشگران مراتب سپاس و قدردانی خود از آقای محمدهادی بحرینی به سبب همراهی در برداشت‏‌های میدانی را اعلام می‏‌دارند.