• صفحه اصلی
  • مطالعه ژئوشیمیایی زادگاه خاک¬های منطقه افیولیتی گیسیان سیلوانا- ارومیه

اشتراک گذاری

آدرس مقاله


کد مقاله : geology-46853 بازدید : 1584 صفحه: 63 - 76

نوع مقاله: پژوهشی

مطالعه ژئوشیمیایی زادگاه خاک¬های منطقه افیولیتی گیسیان سیلوانا- ارومیه

محورهای موضوعی :

زینب صادقی 1 (گروه زمین¬شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ایران)
حسین پیرخراطی 2 ( گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ایران)
منیر مجرد 3 (دانشگاه ارومیه)
رضا دهبندی 4 (یست محیطی، پژوهشکده علوم پایه پزشکمرکز تحقیقات فناوری های زی، دانشگاه علوم پزشکی جندی شاپور اهواز، اهواز، ایران. پژوهشگر، گروه جغرافیا، علوم زمین و محیط زیست، دانشگاه بیرمنگهام، انگلستان)

تاریخ دریافت : 1403/03/09 تاریخ پذیرش : 1403/03/09 تاریخ انتشار : 1403/03/09

کلید واژه: افیولیت, ژئوشیمی خاک¬ها, گیسیان, محیط تکتونیکی ,

چکیده مقاله :

افیولیت گیسیان بازمانده¬ای از نئوتتیس است که در شمال باختری ایران در تقاطع کمربند¬های افیولیتی جنوب-شرقی ترکیه، شمال¬شرقی عراق و ایران قرار گرفته است. مقایسه ژئوشیمیایی خاک¬ها با میانگین سنگ¬های جهانی و منطقه مطالعاتی به تعیین گروه ترکیبی خاک¬های منطقه انجامید. شواهد ژئوشیمیایی گروه اول از نمونه¬های خاک با درصد سیلیس پایین توسط نمودارهای هارکر و مثلثی، نزدیک به موقعیت سنگ¬های اولترامافیکی منطقه (سرپانتنیت¬ها) و گوشته اولیه بوده و شباهت ترکیبی آن¬ها را توجیه می¬کند. گروه دوم از خاک¬ها در گستره¬ی بین پوسته زمین و بازالت جهانی هستند و بیش¬تر نزدیک بازالت پراکندگی نشان می¬دهند. الگوی به هنجار شده عناصر نادرخاکی REE در این گروه از خاک¬ها مشابه الگوی سنگ¬های مافیک منطقه است و در نمودار عناصر جزئی نیز در گروه مافیک طبقه‌بندی شده است. خاك¬هایی با درصد سیلیس بالا در نمودار اکسیدهای عناصر اصلی و جزئی نزدیک جایگاه سنگ¬های متاپلیتی منطقه و در محدوده بین پوسته زمین و شیل جهانی قرار گرفته است و ترکیب حدواسط منشأ آن¬ها را پیشنهاد می¬کند. به احتمال زیاد محیط تکتونیکی سنگ منشأ سه گروه خاک بر مبنای اکسیدهای عناصر اصلی حاشیه فعال قاره¬ای است.

چکیده انگلیسی:

Gysian ophiolite is a remnant of the Neotethys, located in the north-west Iran at the intersection of the ophiolite belts of south-eastern Turkey, north-eastern Iraq and north-western Iran. The geochemical comparison of the soils with the average of global rocks and the study area led to determination of the composition group of the region soils. The geochemical evidence of the first group of soil samples with low silica percentage by Harker and triangular diagrams is close to the position of ultramafic rocks of the region (serpentenites) and primary mantle and expresses their compositional similarity. The second group of soils ranges in the area between the earth's crust and basalt, and they show more distribution near basalt. The normalized pattern of REE rare earth elements in this group of soils is similar to the mafic rocks pattern in the region, also in the minor elements chart, they classified in the mafic group. Soils with high percentage of silica in the diagram of major and minor element oxides are located near the positiion of meta-plates rocks in the region, in the range between the earth's crust and global shale. So, this suggests the intermediate composition of their origin. Most likely, the tectonic setting of the three soil groups is based on the oxides of the main elements of the active continental margin.

منابع و مأخذ:

حاج ملاعلی، ا . و شهرابی، م.، .1385 نقشه 1:100000 سيلوانا. سازمان زمين-شناسی کشور، شماره4964، تهران.
صالحی، ل.، رساء، ا.، علیرضایی، س. و کاظمی، ا.، 1392. پتروگرافی، ژئوشیمی و پتروژنز سنگ¬های آتشفشانی عباس‌آباد (شرق شاهرود) با تأکید بر دگرسانی و کانه¬زایی مس همراه آن. فصلنامه زمین¬شناسی ایران، (31)8، 63-49.
محامد، ا.، مؤید، م. و مجرد، م.، 1400. متاپلیت¬های گرمی چای، شمال غرب ایران: شیمی سنگ کل، زادگاه رسوبی و شرایط دگرگونی. فصلنامه زمین¬شناسی ایران، (57)15، 59-85.
مجرد، م.، 1401. پتروگرافی و ژئوشیمی سرپانتینیت¬های افیولیت گیسیان سیلوانا – جنوب ارومیه؛ ارتباط با فرورانش نئوتتیس در مرز شمالغربی ایران. پژوهش¬های دانش زمین، 13 (52): 98-75.
مجرد، م.، 1400. مطالعه زادگاه و دگرگونی درجه پائین میکاشیست های حاشیه قارهای مرتبط با آمیزه رنگین گیسیان-جنوب ارومیه. فصلنامه پژوهش¬هاي دانش زمين، 12(48)، 19 - 1.
نیک‌بخت، س.، بیابانگرد، ح و باقری، س.، 1399. پترولوژی و ژئوشیمی افیولیت سیاه جنگل شمال شرق آتش-فشان تفتان. فصلنامه زمین¬شناسی ایران، (56)14، 87-99.
Alexeiev, D.V., Kröner, A., Hegner, E. and Rojas - Agramonte, Y., 2016. Middle to Late Ordovician arc system in the Kyrgyz Middle Tianshan, From arc-continent collision to subsequent evolution of a Palaeozoic continental margin. Journal of Gondwana Research, 39, 261-291.
Alizadeh, A., 2012. Emplacement dating of SW Urmia ophiolite melanges: Tehran, Iran. In 30th National Congress of Earth Sciences.
Berberian, M. and King, G.C. P., 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran: Canadian. Journal of Earth Sciences, 18(2), 210-265.
Boynton, W.V., 1984. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Henderson P. (ed). Rare Earth Element Geochemistry, Elsevier, 63–114.
Brocker, M., Omrani, H., Berndt, J. and Moslempour, M.E., 2021. Unravelling metamorphic ages of suture zone rocks from the Sabzevar and Makran areas (Iran), Robust age constraints for the larger Arabia-Eurasian collision zone. Journal of Metamorph Geology , 39, 1099–1129. https://doi. org/ 10. 1111/ jmg. 12603
Chen, Q., Lu, Q., Song, Z., Chen, P., Cui, Y. and Zhang, R., 2014. The levels of fluorine in the sediments of the aquifer and their significance for fluorosis in coastal region of Laizhou Bay, China. Environ. Earth Science, 71 (10), 4513e4522.
Cox, R., Lowe, D.R. and Cullers, R.L., 1995. The influence of sediment recycling and basement composition on evolution of mud rock chemistry in the southwestern United States. Journal of Geochim Cosmochim Acta, 59, 2919-2940. https ://doi.org/10.1016/0016-7037(95)00185-9.
D'Alessandro, W., Bellomo, S. and Parello, F., 2012. Fluorine adsorption by volcanic soils at Mt. Etna, Italy. Journal of Applied Geochemistry, 27 (6), 1179e1188.
Dercourt, J.E.A., Zonenshain, L.P., Ricou, L.E., Kazmin, V.G., Le Pichon, X., Knipper, A.L., Grandjacquet. C., Sbortshikov, I.M., Geyssant, J., Lepvrier, C., Pechersky, D.H., Boulin, J., Sibuet, J.C., Savostin, L.A., Sorokhtin, O., Westphal, M., Bazhenov, M.L., Lauer, J.P. and Pechersky, D.H., 1986. Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to the Pamirs since the LIAS. Journal of Tectonophysics, 123, 241–315.
Falcon, N.L., 1974. Southern Iran, Zagros Mountains. Journal of Geological Society London Special Publications, 41, 199–211.
Faure, M., Lin, W., Chu, Y. and Lepvrier, C., 2016. Triassic tectonics of the southern margin of the South China Block. Journal of Comptes Rendus Geoscience, 348(1), 5-14.
Fedo, C. M., Young, G. M., Nesbitt, H. W. and Hanchar, J. M., 1997. Potassic and sodic metasomatism in the Southern Province of the Canadian Shield, evidence from the Paleoproterozoic Serpent Formation, Huronian Supergroup. Journal of Canadian Precambrian Research, 84, 17-36.
Fedo, C. M., Nesbitt, H. W., and Young, G. M., 1995. Unravelling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols, with impilications for paleoweathering conditions and provenance. Journal of Geology, 23, 921-924.
Floyd, P. A., Winchester, J. A. and Park, R. G., 1989. Geochemistry and tectonic setting of Lewisian clastic metasediments from the early Proterozoic Lock Marie Group of Gairlock, Scottland. Journal of Precambrian Research, 45, 203-214.
Frost, B.R., Evans, K.A., Swapp, S.M., Beard, J.S. and Mothersole, F.E., 2013. The process of serpentinization in dunite from New Caledonia. Journal of Lithos, 178, 24-39.
Fu, D., Huang, B.o., Johnson, T.E., Wilde, S.A., Jourdan, F., Polat, A., Windley, B.F., Hu, Z. and Kusky, T., 2022. Boninitic blueschists record subduction initiation and subsequent accretion of an arc–fore-arc in the northeast Proto-Tethys Ocean. Journal of Geology, 50 (1), 10–15. https://doi. org/ 10. 1130/ G49457.1
Fu, D., Kusky, T.M., Wilde, S.A., Windley, B.F., Polat, A., Huang, B. and Zhou, Z., 2020. Structural anatomy of the early Paleozoic Laohushan ophiolite and subduction complex, Implications for accretionary tectonics of the Proto-Tethyan North Qilian orogenic belt, northeastern Tibet. Journal of Geological Society of America Bulletin, 132 (9–10), 2175–2201. https:// doi. org/ 10. 1130/ B35442.1.
Fu, D., Huang, B., Kusky, T.M., Li, G., Wilde, S.A., Zhou, W. and Yu, Y ., 2018. A middle permian ophiolitic melange belt in the solonker Suture Zone, Western Inner Mongolia, China, implications for the evolution of the Paleo-Asian Ocean. Journal of Tectonics, 37(5), 1292–1320. https:// doi. org/ 10. 1029/ 2017T C0049 47.
Garzanti, E., Doglioni, C., Vezzoli, G. and Ando, S., 2007. Orogenic belts and orogenic sediment Provenance. Journal of Geology, 115, 315-334.
Ghorbani, R., Mahmoudi, H., Sepidbar, F., Barth, M., Zaki Khedr, M., Iwata, N., Shinjo, R. and Ahmadi, P. 2022. Geochemical and geochronological constraints on origin of the Sawlava ophiolite (NW Iran), Evidence for oceanic mantle evolution beneath Iran-Iraq border. Journal of Lithos 418–419, 106695. https:// doi. org/ 10. 1016/j. lithos. 2022.106695.
Herron, M.M., 1988. Geochemical classification of terrigenous sands and shales from core or log data. Journal of Sedimentary Petrology, 58, 820-829.
Hofmann, A., 2005. The geochemistry of sedimentary rocks from the Fig Tree Group, Barberton greenstone belt, implications for tectonic, hydrothermal and surface processes during mid-Archaean times. Journal of Precambrian Research, 143, 23-49.
Jagoutz, E., Palme, H., Baddenhausen, H., Blum, K., Cendales, M., Dreibus, G., Spottel, B., Lorenz, V. and Wänke, H., 1979. The abundances of major, minor and trace elements in the earth's mantle as derived from primitive ultramafic nodules, Paper presented at the Lunar and Planetary Science Conference Proceedings.
Kasanzu, C., Maboko, M.A.H. and Manya, S., 2008. Geochemistry of fine-grained clastic sedimentary rocks of the Neoproterozoic Ikorongo Group, NE Tanzania: Implications for provenance and source rock weathering. Journal of Precambrian Research. 164, 201-213.
Kutterolf, S., Diener, R., Schacht, U. and Krawinkel, H., 2008. Provenance of the Carboniferous Hochwipfel Formation-Geochemistry versus petrography. Journal of Sedimentary Geology, 203, 246-266.
Long, X., Sun, M., Yuan, C., Xiao, W. and Cai, K., 2008. Early Paleozoic sedimentary record of the Chinese Altai; Implications for its tectonic evolution. Journal of Sedimentary Geology, 208, 88-100
Mason, B. and Moore, C.B., 1982. Principles of Geochemistry. John Wiley, Hoboken, N. J, 344.
Maynard, J.B., Valloni, R. and Yu, H., 1982. Composition of modern deep sea sands from arc-related basin. Geology Society of London, Special Publication, 10, 551-561.
Modjarrad, M., 2024. Intrusive rocks petrogenesis related to the Gysian ophiolitic area, NW Iran. Islamic Republic of Iran, in press.
Modjarrad, M., Whitney, Donna. L. and Omrani, Hadi., 2024. Petrologic evolution of the Gysian ophiolitic serpentinites, NW Iran. Acta Geochim, in press. https://doi.org/10.1007/s11631-024-00682-6.
Moghadam, S.H. and Stern, R.J., 2011. Late Cretaceous fore-arc ophiolites of Iran. Journal of Island Arc, 20, 1–4. https:// doi. org/ 10. 1111/j. 1440- 1738. 2010. 00745.x
Negrel, P., Sadeghi, M., Ladenberger, A., Reimann, C. and Birke, M., 2015. Geochemical fingerprinting and source discrimination of agricultural soils at continental scale. Journal of Chemical Geology, 396, 1e15.
Nesbitt, H. W. and Young, G. M., 1984. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations. Journal of Geochimica et Cosmochimica Acta, 48, 1523-1534.
Potter, P.E., Maynard, J.B., and Depetris, P.J., 2005. Mud and Mudstones: Introduction and Overview, Heidelberg, Springer-Verlag, 297 .
Pettijohn, F.J., Potter, P.E. and Siever, R., 1972. Sand and sandstone. Springer- Verlag, New York.
Roser, B. P. and Korsch, R. J., 1986. Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2 contents and K2O/Na2O ratio. Journal of Geology, 94, 635-650.
Saunders, A.D. and Tarney, J., 1984. Origin of MORB and chemically depleted mantle reservoirs: trace element constraints. of Petrol, Special Lithosphere Issue, 415-445.
Sun, S.S., 1980. Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society, A297, 409-445.
Taylor, S.R. and McLennan, S.M., 1985. The continental crust: its composition and evolution, Blackwell Scientific Publications Ltd., 312.
Ulmer, P. and Trommsdorff, V., 1995. Serpentine stability to mantle depths and subductionrelated magmatism. Science, 268(5212), 858–861
Vergara, M., Levi, B., Nystrom, J. O. and Cancino, A., 1995. Jurassic and Early Cretaceous island arc volcanism, extension, and subsidence in the Coat Range of central Chile. Geology Society of American Bulltain, 107, 1427-1440.
Wedepohl, K.H., 1995. The composition of the continental crust. Journal of Geochim. Journal of Cosmochim. Acta, 59 (7), 1217e1232.
Zhihong, W. and Huafu, I., 1998. Geology, petrology and geochemistry of the mafic-ultramafic rocks in the Fujian coastal region Southeastern China, and their genesis. Journal of Ofioliti, 23, 1 - 6.
متن کامل:


مطالعه ژئوشیمیایی زادگاه خاک­های منطقه افیولیتی گیسیان سیلوانا- ارومیه

زینب صادقی1، حسین پیرخراطی(2 و *)، منیر مجرد2 و رضا دهبندی(3 ، 4)

1. دانشجوی دکتری، گروه زمین­شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ایران

2. دانشیار، گروه زمین­شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ایران

3. استادیار، گروه جغرافیا، علوم زمین و محیط­زیست، دانشگاه بیرمنگهام، انگلستان

4. استادیار، مرکز تحقیقات فناوری­های زیست­محیطی، پژوهشکده علوم پایه پزشکی، دانشگاه علوم پزشکی جندی‌شاپور اهواز، ایران.

 

چکیده

افیولیت گیسیان بازمانده­ای از نئوتتیس است که در شمال باختری ایران در تقاطع کمربند­های افیولیتی جنوب­شرقی ترکیه، شمال­شرقی عراق و ایران قرار گرفته است. مقایسه ژئوشیمیایی خاک­ها با میانگین سنگ­های جهانی و منطقه مطالعاتی به تعیین گروه ترکیبی خاک­های منطقه انجامید. شواهد ژئوشیمیایی گروه اول از نمونه­های خاک با درصد سیلیس پایین توسط نمودارهای هارکر و مثلثی، نزدیک به موقعیت سنگ­های اولترامافیکی منطقه (سرپانتنیت­ها) و گوشته اولیه بوده و شباهت ترکیبی آن­ها را توجیه می­کند. گروه دوم از خاک­ها در گستره­ی بین پوسته زمین و بازالت جهانی هستند و بیش­تر نزدیک بازالت پراکندگی نشان می­دهند. الگوی به هنجار شده عناصر نادرخاکی REE در این گروه از خاک­ها مشابه الگوی سنگ­های مافیک منطقه است و در نمودار عناصر جزئی نیز در گروه مافیک طبقه‌بندی شده است. خاك­هایی با درصد سیلیس بالا در نمودار اکسیدهای عناصر اصلی و جزئی نزدیک جایگاه سنگ­های متاپلیتی منطقه و در محدوده بین پوسته زمین و شیل جهانی قرار گرفته است و ترکیب حدواسط منشأ آن­ها را پیشنهاد می­کند. به احتمال زیاد محیط تکتونیکی سنگ منشأ سه گروه خاک بر مبنای اکسیدهای عناصر اصلی حاشیه فعال قاره­ای است. 

واژه‌های کلیدی: افیولیت، ژئوشیمی خاک­ها، گیسیان، محیط تکتونیکی

 

مقدمه

افیولیت­ها با توجه به نحوه و سبک قرارگیری، به دو دسته تقسیم می­شوندAlexeiev et al., 2016;) (Faure et al, 2016. افیولیت­های حاشیه فعال قاره که همواره به‌صورت آمیزه رنگین رخ می­دهند، و افیولیت‌های مناطق برخوردی که همواره پهنه زمین­درز را مشخص می­کنند، به‌صورت منسجم یا قطعات تکه‌تکه شده از توالی افیولیت اصلی ایجاد می­شوند (Fu et al., 2020, 2022).

افیولیت آمیزه رنگین از اجزاء متنوعی شامل سنگ‌های اولترامافیک، گابرو، بازالت، چرت، سنگ آهک و ماتریس‌های رسوبی/سرپانتینی تشکیل شده است (Fu et al., 2018). بخش‌های اولترامافیک افیولیت­‌ها همواره به‌طور کامل سرپانتینی شده‌اند و حاوی یک یا چند عضو از کانی­‌های گروه سرپانتین هستند: کریزوتیل، لیزاردیت و/یا آنتی‌گوریت (Ulmer and Trommsdorff, 1995; Frost et al., 2013). 

در طول بسته شدن اقیانوس نئوتتیس قطعات بسیاری از لیتوسفر اقیانوسی (افیولیت­ها) در پهنه زمین­درز کوهزایی آلپ-هیمالیا، از جمله در بخش مرکزی (ترکیه، عراق، ایران) قرار گرفتند که به‌عنوان کمربند افیولیتی کرتاسه­پسین جنوب­غربی آسیا (LCOBSWA, Moghadam and Stern, 2011) به طول 3000 کیلومتر از قبرس تا عمان در ایران امتداد یافته و به طرز قابل توجهی منسجم و پیوسته است.

در افیولیت گیسیان که بازمانده­ای از نئوتتیس است، مجموعه­ای از سنگ­های اولترامافيک، پریدوتيت­ها یا پيروکسنيت­ها و دونيت­ها همراه با حجم گسترده سرپانتينيت­ها رخنمون دارند. همچنین مجموعه­ای از سنگ­های آذرین از جمله گرانيت­هاي تيپ S و Iو نيز گابروهای کوه­بنار (Modjarrad, 2024) و متاپلیت­ها در منطقه وسعت بزرگی را اختصاص داده­اند (مجرد، 1401).

در این نوشتار سعی شده است با بررسی ژئوشیمی خاک و مقایسه آن­ها با میانگین سنگ­های منطقه و سنگ جهانی، زادگاه و محیط تکتونیکی سنگ منشأ خاک­های منطقه مطالعاتی تشخیص داده شود. در این راستا از عناصر کمياب و نادر خاکی بهره گرفته شد، ولی مانع استفاده وسيع از اکسيدهاي عناصر اصلی و نسبت بين آنها براي تشخيص خاستگاه مواد نشده است(Long et al, 2008; Hofmann, 2005; Garzanti et al., 2007; Kasanzu et al, 2008; Kutterolf et al, 2008). این مطالعه به بررسی مسائل ذکر شده می­پردازد.

 

زمین‌شناسی منطقه

نقشه زمین­شناسی منطقه گیسیان با اقتباس از ورقه 1:100000 سیلوانا تهیه شده است (حاج ملاعلی و شهرابی، 1385; شکل 1). این منطقه در جنوب اروميه بين طول­هاي جغرافيایی '58º 44 و′47º 44 و عرض­هاي جغرافيایی′7º 37 و′16º 37 واقع شده است. 

مناطق زمین­درز نئوتتیس نشان­دهنده برخورد صفحه عربستان-اوراسیا در بخش مرکزی کوهزایی آلپ-هیمالیا در رشته کوه­های زاگرس ایران و عراق و مناطق تکتونیکی آناتولی در شرق و جنوب­شرق ترکیه است. در ایران، پهنه زمین­درز از شمال­غربی ایران در نزدیکی ارومیه، کردستان، تا کرمانشاه و مکران در جنوب امتداد دارد (Falcon, 1974; Dercourt et al., 1986; Bröcker et al., 2021). در زاگرس شمال­غربی در امتداد مرز ایران و عراق، افیولیت­های بین موات-حسن‌بگ (عراق) و کرمانشاه (ایران) در معرض دید قرار گرفتند که به مجموعه افیولیتی والاش-کرمانشاه معروف است (.(Ghorbani et al., 2022 این افیولیت­ها به‌عنوان برشی از کمربند افیولیتی مزوزوئیک نئوتتیس به ترکیه گسترش می­یابند.

با توجه به موقعیت منطقه گیسیان (سیلوانا) در انتهای شمال­غربی SaSZ، به احتمال قوی سن تشکیل این افیولیت­ها کرتاسه­پسین تا پالئوسن باشد. نتایج سن­سنجی به روشAr40-Ar39 آمفیبول­های گابرو از بخش توالی افیولیتی کوه دالامپر (سیلوانا) دارای سن 94 میلیون سال (Alizadeh, 2012) است. شایسته ذکر است که جوان­ترین سنگ­هاي رسوبی تکتونيزه و آمیخته با آميزه افيوليتی مکران، اسفندقه، نيریز و کرمانشاه نیز داراي سن کرتاسه­پسين )ماستریشتين (هستند که در این صورت آخرین قطعه پوسته اقيانوسی نئوتتيس در این زمان فرورانده شده است (Berberian and King, 1981).

در بررسی صحرایی مجموعه اولترامافيک منطقه گیسیان، پریدوتيت­ها یا پيروکسنيت­ها و دونيت­ها همراه با حجم گسترده سرپانتينيت­ها رخنمون دارند (شکل 2). اولترامافيک­هاي سرپانتينی­شده با ساختار ورقه­اي به رنگ سبز روشن تا تیره، بیش­تر از سنگ منشأ لرزوليت، هارزبورژیت و دونيت می­باشد. پریدوتیت­های گیسیان درجات مختلفی از سرپانتینی­شدن را تجربه کرده­اند و حاوی کانی­های سرپانتین لیزاردیت و کریزوتیل با 93/0-90/0 XMg هستند (Modjarrad, 2024). 

همچنين مجموعه­ای از سنگ­های آذرین از جمله گرانيت­هاي تيپ S و Iو نيز گابروهای کوه­بنار غرب گیسیان (Modjarrad, 2024) و متاپلیت­های گیسیان در منطقه وسعت بزرگی را اختصاص داده­اند (مجرد، 1401). پتروگرافی متاپليت­ها در آميزه رنگين گيسيان بسيار ساده است و هيچ­گونه پورفيروبلاستی در آن دیده نمی­شود. پاراژنز کوارتز، موسکویت، کلریت، بيوتيت و کانی­هاي کدر با حضور کم‌وبیش پلاژیوکلاژ و تورمالين در نمونه­ها رایج است (مجرد، 1401).

گابرو­های دره­بنار ظاهری تیره دارند. کانی­های اصلی تشکیل­دهنده این سنگ­ها آمفیبول، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاژ هستند. فراوان­ترین کانی­ها از گابرو­ها آمفیبول است که در بیشتر مقاطع بین 30-40 درصد و پلاژیوکلاژ با 10-20 درصد مودال است. بیوتیت و آپاتیت کانی­های جزئی هستند. زیرکن، تیتانیت فازهای متفرقه هستند (Modjarrad, 2024).

C:\Users\Dr.Soft\Desktop\1.jpg 

 

شکل1. نقشه زمین­شناسی منطقه گیسیان سیلوانا اقتباس شده از نقشه سازمان زمین­شناسی ایران (حاج ملاعلی و شهرابی، 1385)

img0 

شکل2. نمایی از پریدوتیت­های مورد مطالعه در میان سرپانتینیت­ها که در کنار جاده برونزد دارد

 

روش مطالعه 

برای مطالعات ژئوشیمیایی خاک منطقه مورد مطالعه در مجموع هفده نمونه خاک سطحی از عمق (صفر تا 15 سانتی‌متر) با استفاده از بیل فولادی ضد زنگ جمع­آوری و به‌طور کامل مخلوط شد تا حدود یک کیلوگرم به دست آید. نمونه­ها در کیسه­های پلاستیکی نگهداری شدند. سپس نمونه­های خاک در دمای اتاق در هوا خشک شده و سپس از الک دو میلی­متری عبور داده شدند. بخشی از نمونه­های الک شده به‌اندازه 200 مش با استفاده از آسیاب چرخان برای تعیین محتویات عنصری پودر شدند (Chen et al., 2014; D'Alessandro et al., 2012). عناصر اصلی، کمیاب و نادرخاکی (REE) پس از هضم کامل نمونه‌ها به روش چهار اسید3 با استفاده از طیف‌سنجی جرمی پلاسما جفت شده القایی (ICP-MS) و فراوانی اکسید­های اصلی با استفاده از طیف‌سنجی فلورسانس اشعه ایکس (XRF) با روش ذوب قليایی4 در آزمایشگاه زرآزما (تهران) تعیین شد. در این آزمایشگاه از روش اعتبارسنجی CRM استفاده می‌شود که با استاندارد­های مرجع قابل مقایسه است. حد تشخيص دستگاه براي تجزیه اکسيد عناصر اصلی 05/0 درصد و براي عناصر جزئی و نادر خاکی 05/0 تا 1/0 درصد قسمت در ميليون بوده است. 

در تجزیه ژئوشیمیایی گروه سنگ­های منطقه مطالعاتی عناصر کمیاب و نادرخاکی (REE) پس از هضم کامل نمونه‌ها به روش چهار اسید با استفاده از طیف‌سنجی جرمی پلاسما جفت شده القایی (ICP-MS) تعیین شدند. آنالیز XRF با استفاده از طیف‌سنجی فلورسانس اشعه ایکس مدل واریان735 radial  و نبولایزر V-Groove با قدرت یک کيلووات با روش ذوب قليایی در آزمایشگاه زرآزما (تهران) تعیین شدند. 

 

بحث

بررسی ترکیب خاک منطقه

نتایج آنالیز ICP-MS و XRF هفده ایستگاه نمونه­برداری در جدول 1 آورده شده است. مجموع شواهد ژئوشیمیایی خاک­های نمونه­برداری با میانگین سنگ­های منطقه و جهانی بررسی شدند. مقایسه خاک­ها بر اساس ژئوشیمی آن‌ها با میانگین سنگ­های منطقه منجر به تفکیک ترکیبی آن­ها شد، که با گروه یک، دو و سه نام‌گذاری شدند. با توجه به نتایج تجزیه ژئوشیمیایی گروه اول خاک­های منطقه S-01)،S-02 ،S-07 ، S-09، S-10 ،(S-13، مقادیر SiO2 بین (wt.% 46-38) است. اکسیدهای آلومینیم نیز در این نمونه­های خاک در محدوده بین (wt.% 6/4-3/0) قرار گرفته که مقادیر کم‌تری را نسبت به گروه­های دیگر نمونه­برداری (wt.% 6/15-6/6) نشان می­دهد. این نمونه­ها بالاترین مقادیر (wt.% 36-26MgO (، Cr (ppm 1063-2658)، Ni (ppm 2050-1437) و Co (ppm 78- 137) را به خود اختصاص داده­اند. مقادیر Fe2O3 آن­ها بین (wt.% 6-9( است، و اکسیدهای (wt.% 05/02-0/0) P2O5 و  wt%)09/01-0/0) TiO2 مقادیر بسیار کمی را نشان می­دهند.

لازم به ذکر است در این بخش عناصر کمیاب و اصلی میانگین سنگ­های منطقه و سنگ­های جهانی روی نمودارهای مربوطه پیاده شده است. نمودار هارکر کاربرد گسترده­ای در مطالعات ژئوشیمیایی خاک و سنگ دارد. در یکی از مطالعات صورت گرفته توسط صالحی و همکاران (1392)، از نمودار هارکر تغییرات اکسیدهای عناصر اصلی و کمیاب برای بررسی ژئوشیمی و پتروژنز سنگ­های آتشفشانی استفاده شده است.

نمودار هارکر تغییرات عناصر کمیاب نیکل، کروم و کبالت نسبت به اکسید منیزیم در گروه اول از خاک­ها، میل زیادی به سمت جایگاه سنگ­های اولترامافیکی منطقه (سرپانتنیت­ها) نشان می­دهند که می­تواند نمایانگر سنگ منشأ این دسته از خاک­ها محسوب شود (شکل 3). 

گروه دوم از خاک منطقه (S-03، S-04،S-05 ، S-08،S-11، S-12،(S-14  با مقادیر SiO2 بین (wt.% 48-(46 در تغییر است. مقادیر اکسید آهن در این گروه از خاکwt.%)  5-9) بوده است، به جز نمونه (S-08) با مقدار بالای اکسید آهن(12.3 wt.%) . با توجه به نمودار هارکر این نمونه­های خاک بین موقعیت گابروهای دره بنار و شیست­های گیسیان قرار گرفته­اند (شکل 3). البته میل زیادی به ترکیب گابرو را نشان می­دهند. بررسی دقیق عناصر کمیاب این گروه از خاک­ها با شیست­های منطقه بیانگر غلظت بالایی از عناصر کمیاب Zr، Hf و Ni، Cr و Co این خاک­ها نسبت به شیست­ها است. البته در ادامه مطلب با بررسی بیش­تر توسط نمودارهای مثلثی و تعیین سنگ منشأ (برحسب اکسیدهای سیلیس نسبت به عناصر جزئی) ترکیب مافیک این گروه از خاک تأیید می­شود. 

گروه سوم از خاک منطقه (S-06،S-15 ،S-16 ، S-17) دارای مقادیر SiO2 بین ( wt.%58-65) بوده است. مقادیر اکسید آهنwt.%)  2-4) بوده که مقادیر کمی را نشان می­دهد و نیز دارای مقادیر اکسید آلومینیم بین (14 wt.%–6) است. با توجه به نمودار هارکر این گروه از خاک­های منطقه در موقعیت شیست‌های گیسیان قرار گرفته است که بیانگر ترکیب مشابه این گروه از خاک­ها به شیست­های گیسیان می‌باشد (شکل 3). با توجه به اینکه شیست­های منطقه گیسیان ترکیب اسیدی دارند. این گروه از خاک حدواسط نام‌گذاری شد به دلیل مقادیر به نسبت کم اکسید آلومینیم و سلیس، غلظت به نسبت بالایی از عناصر کمیاب Zr، Hf و Ni آن­ها نسبت به شیست­های منطقه و نیز موقعیت آن در نمودارهای مثلثی (بین پوسته زمین و شیل­ها) که ترکیب مخلوط خاک را نشان داده­اند (شکل 4). 

ازآنجایی‌که نمودار مثلثی ابزار مفیدی برای منشأیابی خاک هستند (Kasanzu et al., 2008; Negrel et al., 2015). در این مطالعه از نمودار مثلثی La- Th-Sc در شکل 4 برای تفکیک منشأ مافیک از فلسیک در سنگ­های رسوبی آواری استفاده شده است (Taylor and McLennan, 1985). نمونه­های گروه اول از خاک منطقه بین جایگاه گوشته اولیه و بازالت قرار گرفته و میل زیادی به سمت گوشته اولیه دارند. خاک­های گروه دوم در گستره­ی بین پوسته زمین و بازالت هستند و بیش­تر نزدیک گابرو پراکندگی نشان می­دهند. گروه سوم از نمونه­هاي خاك با درصد سیلیس بالا نزدیک­تر به پوسته زمین و شیل جهانی قرار گرفته­اند. این نمودار گروه­های ترکیبی نمودار هارکر را توجیه می­کند.

همچنین نمودار مثلثی Sc-Th-Ta در شکل 4 نیز بیانگر مطالب ذکرشده فوق است. می‌توان گفت که ترکیب خاک­های نمونه­برداری در گستره بین سنگ­های مادر عضو انتهایی شامل بازالت، اسیدی و اولترامافیک (گوشته اولیه) هستند که ترکیب منشأ آن­ها را نشان می­دهد.

جدول 1. غلظت عناصر سنگین و نادرخاکی بر اساس نتایج آنالیز ICP-MS و اکسید عناصر اصلی برحسب XRF، اکسیدهای اصلی برحسب %wt. و عناصر کمیاب برحسب ppm آورده شده است

S-17

S-16

S-015

S-014

S-013

S-012

S-11

S-10

S-09

S-08

S-07

S-06

S-05

S-04

S-03

S-02

S-01

sample

65.3

57

58.2

48.3

39.85

48.26

46.01

38.62

40.45

48.44

41.6

63.1

48.4

47.86

47.01

46.18

41.72

SiO2

6.6

8.2

13.3

14.4

0.99

12.2

12.52

0.3

4.6

13.1

0.8

14.3

13.1

10

15.6

1.21

3.6

Al2O3

2.6

2.8

4.6

7.3

6.98

5.4

5.92

6.3

7.3

12.3

6.5

3.7

6.3

9.8

5.1

9.74

7.8

Fe2O3+

0.08

0.03

0.22

0.11

0.12

0.11

0.14

0.11

0.13

0.37

0.09

0.05

0.2

0.09

0.08

0.2

0.2

MnO

1.5

1.8

3.1

2.6

36.3

2.71

6.68

32.05

30.12

7.68

36.5

2.3

2.5

6.85

8.42

9

26.5

MgO

1

0.2

1.9

1.7

0.12

1.6

1.18

0.08

0.3

1.4

0.02

1.8

0.9

0.76

3.8

0.2

0.05

Na2O

13.3

12.6

1.2

1.5

1.88

1.8

6.23

1.8

1.7

2.4

2

10.6

1.3

4.3

1.9

10.57

1.56

CaO

1.4

1.3

2.8

2.5

0.23

2.2

2.1

0.4

0.7

2.5

0.2

1.7

2.4

0.7

2

0.02

0.3

K2O

0.1

0.1

0.12

0.19

0.03

0.3

0.44

0.05

0.05

0.24

0.02

0.17

0.2

0.13

0.15

0.02

0.03

P2O5

0.3

0.3

0.5

1

0.01

0.63

0.72

0.09

0.17

1.7

0.01

0.5

0.73

0.8

0.5

0.03

0.09

TiO2

7.85

15.7

14.06

20.4

13.34

24.8

17.94

20.01

14.51

9.87

12.3

1.8

23.9

18.72

15.5

22.76

18.2

LOI

100.03

100.03

100

100

99.85

100.01

99.88

99.81

100.03

100

100.04

100.02

99.93

100.01

100.06

99.93

100.05

Total

21

19

38

33

5

25

30

7

10

31

4

25

36

17

16

5

6

La

33

37

77

65

14

50

57

19

26

61

14

46

64

35

31

17

14

Ce

3.6

2.79

8.09

6.29

<0.05

4.11

5.3

0.54

1.21

6.65

<0.05

3.39

6.21

2.83

2.47

<0.05

0.2

Pr

12.3

10.7

30.2

22.1

<0.5

17.2

19.5

2.5

3.9

27.6

<0.5

11.8

26.4

11.4

10.1

<0.5

1.2

Nd

1.7

1.4

6

4.4

<0.1

2.7

3

<0.1

0.3

4.7

<0.1

1.5

5

1.7

1.8

<0.1

<0.1

Sm

0.32

0.15

1.23

0.81

<0.1

0.53

0.56

<0.1

<0.1

1.27

<0.1

0.4

0.94

0.35

0.47

<0.1

<0.1

Eu

2.88

2.65

5.79

5

1.09

3.86

4.3

1.38

1.72

5.83

1.1

2.8

5.52

3.15

2.76

1.26

1.33

Gd

0.2

<0.1

0.7

0.5

<0.1

0.3

0.5

<0.1

<0.1

0.8

<0.1

<0.1

0.5

0.3

<0.1

<0.1

<0.1

Tb

2.7

2.2

4.5

4.5

0.8

3.4

3.9

1.2

1.5

5.2

0.7

2.1

4.7

3

2.1

0.8

1.1

Dy

1.1

0.7

1.7

1.9

<0.1

1.3

1.6

0.2

0.6

2

<0.1

0.7

2.2

1.1

0.7

0.1

0.2

Er

1.08

0.69

1.44

2.2

0.22

1.5

1.85

0.48

0.84

2.48

0.25

0.89

2.4

1.91

0.96

0.54

0.7

Yb

0.2

0.1

0.2

0.2

<0.1

0.2

0.2

<0.1

<0.1

0.2

<0.1

<0.1

0.2

0.2

0.1

<0.1

<0.1

Lu

2.5

2

7.7

2.9

<0.5

3.6

3.3

0.5

1.8

12.4

<0.5

12.7

7

2.3

2.1

1.8

<0.5

Cs

52

42

96

75

28

70

66

32

38

79

27

49

76

34

45

28

30

Rb

176

407

749

465

38

332

323

66

113

243

28

414

442

81

285

56

61

Ba

347.5

93.8

120.7

137.7

28.8

109.9

137.3

30.2

42.1

87.4

13.7

319

209.2

204.1

275.9

273.7

15

Sr

1640

1651

2673

5752

88

3759

3909

558

1026

10124

52

3207

4400

4958

2695

149

550

Tl

14.4

7.9

17.6

22.5

1.1

16

21.5

3.4

6.1

22.4

1.1

9.3

26.9

15

8.6

2

3.2

Y

2.4

3.4

9.2

6.3

<0.1

5.4

5.1

0.4

0.9

3.4

<0.1

4.5

5.7

1.5

0.8

<0.1

0.1

Th

6

11

11

13

7

12

14

3

3

6

4

2

16

7

15

2

1

Pb

0.6

1.9

1.4

1

0.1

0.9

1.1

0.2

0.4

0.7

<0.1

1

1

0.5

0.7

0.1

0.1

U

6.1

6.4

9.6

14.9

5.8

10

12.2

7.5

10.4

21.5

7.6

8.5

13.4

21

13.1

11

10.8

Sc

0.2

0.9

0.2

<0.1

2.4

0.2

0.5

1.6

1.2

0.8

2.1

0.2

0.3

0.7

0.3

0.2

1.5

Ag

60

50

21

31

<5

55

81

16

30

158

<5

63

86

75

39

7

12

Zr

1.2

1.4

0.8

0.9

<0.5

1.6

1.8

0.5

0.8

3.2

<0.5

1.4

2

1.6

1.3

<0.5

0.5

Hf

<0.5

0.8

<0.5

<0.5

<0.5

0.6

0.8

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

2.3

2

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Sb

0.4

0.4

0.1

0.4

0.1

0.8

0.8

0.2

0.3

0.4

0.2

0.6

0.7

0.5

0.2

<0.1

0.2

Ta

5.3

4.8

2.4

9.4

2.1

10.4

9.8

2.7

3.6

8.7

1.8

11.6

10.8

8.1

3.7

1.5

2.1

Nb

95

50

70

200

1425

216

264

1288

1261

355

1502

79

207

1150

146

2658

1063

Cr

9.1

9

14.6

22.7

91.5

19.8

19

78.7

79.7

49.2

80

13

25

60.2

19.7

125.9

137.1

Co

61

27

35

102

1692

131

122

1437

1460

217

1500

49

163

821

72

2050

1776

Ni

34

36

62

45

9

37

38

14

23

94

9

55

67

50

125

9

23

Cu

53

90

67

148

27

98

101

44

66

154

36

82

127

141

121

44

65

V

33

30

63

86

36

80

92

35

43

144

36

41

88

79

118

40

46

Zn

7.7

6.8

4.7

22

4.7

10.5

9.9

12.4

17.2

15.1

7.5

13.7

28.8

14.4

20.3

2.5

10.2

As

 

 

img0 

شکل 3. نمودار تغییرات عناصر نیکل، کروم و کبالت نسبت به اکسید منیزیم نمونه­های خاک منطقه مورد مطالعه و مقایسه آن‌ها با سه گروه سنگ منطقه، گابرو دره بنار Gb، سرپانتنیت­ها Srp، متاپلیت­ها Mtp

img0 

شکل 4. نمودار مثلثی(a   La-Th-Scو Th-Ta*10-Sc (b برای تعیین منشأ خاک­های منطقه مورد مطالعه، غلظت در پوسته از ودپول (Wedepohl, 1995)، GS: غلظت ميانگين در شيل­هاي جهاني، Gb: غلظت ميانگين در سنگ­هاي بازالتي جهان، GAN: غلظت ميانگين در سنگ­هاي آندزيتي جهان، Gr: غلظت ميانگين در سنگ­هاي گرانيتي جهان Mason and Moore, 1982))، PM: غلظت عناصر در گوشته اولیه (Jagoutz et al., 1979)،:Gb غلظت ميانگين در سنگ­های گابرو دره­بنار (گیسیان) که با دایره به رنگ سرمه­ای در شکل نشان داده شده است، :Mtp میانگین در متاپلیت­های گیسیان که نزدیک پوسته زمین و موقعیت نمونه­های خاک با درصد سیلیس بالا قرار گرفته است، مقادیر عناصر کمیاب Th و La سرپانتنیت­های گیسیان زیر حد تشخیص دستگاه بودند و در نمودار نمایش داده نشدند 

 

با استفاده از نمودار عناصر جزئی (نسبت SiO2 wt.% در برابر Zr/TiO2*0.0001) در شکل 5 سنگ منشأ آذرین نمونه­های گروه دوم و سوم خاک منطقه به ترتیب در گروه بازالت، آندزیت و داسیت قرار گرفته­اند ((Floyd et al., 1989. لازم به ذکر است که نمونه­های خاک با ترکیب فوق بازیک به دلیل مقادیر کم اکسید سیلیس در این نمودار قابل نمایش نبودند. بر اساس نمودارهای اکسیدهای عناصر اصلی و جزئی سنگ رسوبی مولد خاک­های با ترکیب مافیک و حد واسط بین گریوک تا لیتارنایت و شيل تا گریوک، و سنگ مادر خاک‌هایی با ترکیب اولترامافیک در محدوده آهن ماسه­سنگ قرار گرفته­اند (شکل –a-b6). یکی از مطالعات صورت گرفته در تعیین سنگ منشأ متاپلیت­ها (محامد و همکاران، 1398) نشان­دهنده ماهیت آندزیتی و داسیتی سنگ منشأ و سنگ رسوبی مادر (شیل و ماسه‌سنگ) آن­ها است که با سنگ منشأ خاک­های حدواسط منطقه مطالعاتی یکسان است.

 

img0 

شکل5. طبقه­بندي سنگ آذرین مولد نمونه­های خاک براساس نمودار ارائه شده توسط فلوید و همکاران (Floyd, et al., 1989)، دایره­های تو خالی موقعیت نمونه­های سنگ متاپلیت گیسیان را نشان می­دهند که در قسمت حدواسط و اسیدی قرار گرفته است و با ترکیب حدواسط خاک­های منطقه (علامت ستاره) در نمودارهای قبلی (نزدیک به ترکیب شیست و پوسته زمین قرار داشته­اند) مطابقت نشان می­دهد

C:\Users\Dr.Soft\Desktop\01 [Converted]ult.jpg 

شکل6. a) نمودار طبقه­بندي رسوبات سيليسی-آواري با استفاده از اکسيد عناصر اصلی(Pettijohn et al., 1972) ، (b نمودار طبقه­بندي نمونه­هاي رسی (Herron, 1988)، بر اساس نمودارها سنگ مادر خاک­های مافیک و حدواسط منطقه از نوع شيل و ماسه­سنگ است، سنگ مادر اولترامافیک خاک­های منطقه (سرپانتینیت­ها) در محدوده آهن ماسه­سنگ قرار گرفته­اند، موقعيت میکاشیست­های گیسیان–کچله (شیل و ماسه­سنگ) با دایره توخالی در این نمودار و شکل­های بعدی نمایش داده شده است

 

از نقطه نظر شاخص­های هوازدگی5 خاک­های مذکور درجه هوازدگی متوسط تا زیاد (80%-60%) را نشان می­دهند) شکل 7Fedo et al., 1995; ). در جدول 2 مقادیر و روش محاسبه این شاخص­ها در نمونه‌های خاک گیسیان آورده شده است. همچنين از نظر اندیس تغييرپذیري شیمیایی6 نمونه­های خاک منطقه فاکتور بيش از یک را نشان می­دهند، که نشان­دهنده رسوبات نابالغ و محیطی فعال از نظر تکتونيکی به شمار می­رودCox et al., 1995) ).

 

جدول 2. مقادیر شاخص­های هوازدگی (CIA، ICV، PIA) در نمونه­های خاک منطقه گیسیان و مراجع مورد استفاده

ICV

CIA

PIA

samples

11.42

85.71

95.71

S-01

19.64

67.11

67.76

S-02

1.79

58.61

61.23

S-03

2.49

75.56

80.69

S-04

1.39

67.54

41.12

S-05

1.1

64.98

69.75

S-06

63.71

67.84

89.66

S-07

2.67

62.05

69.68

S-08

10.04

70.22

80.64

S-09

17.56

75.54

89.79

S-10

1.82

65.51

73.61

S-11

1.55

60.06

66.11

S-12

52.22

58.24

65.16

S-13

1.53

63.34

70.39

S-14

1.42

60.53

67.53

S-15

1.02

75.93

91.66

S-16

1.61

56.85

61.1

S-17

CIA=100[Al2O3/Al2O3+CaO+Na2O+K2O)]

PIA=100[Al2O3-( K2O )/ (Al2O3+CaO+Na2O-K2O)]

ICV=(Fe2O3+ K2O+ Na2O+ CaO+MgO+TiO2)/ Al2O3)

 

img0 

Nesbitt, H. W. and Young, G. M., 1984. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks

شکل 7.  (aنمودار مثلثی ACNK طراحی شده توسط نسبیت و یانگ (Nesbitt and Young,1984) و ورگارا و همکاران(Vergara et al., 1995) ، براي تعيين منشأ آذرین و نيز درصد هوازدگی آن استفاده شده است، در این نمودارK=K2O; CN=CaO+Na2O; A=Al3O2  است، هوازدگی حدود %80-%60 براي نمونه­های خاک ارزیابی می­شود، (b نمودار مثلثی(PIA)  برای تعیین نوع پلاژیوکلاژ منشأ خاک­ها و درصد هوازدگی پلاژیوکلاژ (Fedo et al., 1997; 1995) ، c) نمودار CIA در برابر ICV (Potter et al., 2005)، در این نمودار به دلیل بالا بودن مقادیر ICV برای خاک­های فوق بازیک قابل نمایش نبودند

 

برای تعیین ترکیب سنگ منشأ نمونه­های خاک منطقه گیسیان، از الگوی عنکبوتی عناصر کمیاب و نادرخاکی نیز استفاده شد. الگوی عناصر نادرخاکی نمونه­های خاک در گروه ترکیبی بازیک (شکل-a 8) که نسبت به کندریت به هنجار شده است، مشابه الگوی به هنجار شده عناصر نادرخاکی سنگ گابرو منطقه نسبت به کندریت است Modjarrad, 2024)) و منشأ یکسان آن­ها را پیشنهاد می­کند (نیک بخت و همکاران، 1399).

هم‌زمان از الگوی عنکبوتی به هنجار شده این گروه ترکیبی نسبت به میانگین سنگ­های گابروی منطقه استفاده شد. روند الگوی عناصر کمیاب بیش­تر نزدیک خط یک پراکندگی نشان می­دهند و به ترکیب سنگ­های گابروی منطقه شباهت دارند (شکل -b8). همچنین الگوی ژئوشیمیایی به هنجار شده عناصر کمیاب نسبت به MORB و گابروی منطقه کم‌وبیش مشابه است (شکل -b-c8).

با توجه به اینکه محتواي عناصر نادرخاکی در نمونه­های خاک با ترکیب فوق بازیک به‌جز چند مورد زیر حد تشخيص دستگاه بوده، اندازه‌گیری نشد. به‌منظور بررسی بیش­تر در ژئوشیمی خاک­هایی با گروه ترکیبی اولترامافیک، از الگوی عنکبوتی به هنجار شده فلزات واسطه نسبت به گوشته اولیه استفاده شد. (شکل -d8). روند این الگو مشابه الگوی به هنجار شده عناصر واسطه سرپانتنیت­های گیسیان به گوشته اولیه است (مجرد، 1401). در این نمودار محتواي قابل توجه فلزات واسطه نظيرCr ، Ni،Co ،V ، Sc و Cu، به‌احتمال زیاد بیانگر ميزان اليوین و ارتوپيروکسن زیاد در سنگ مادر اوليه است و با توجه به مقادیر پایين تيتان Ti (تهی­شدگی نسبی) سنگ مادر از نوع دونيتی تا هارزبورژیتی ارزیابی می­شود(Zhihong and Huafu, 1998) که با ترکیب سنگ­های منطقه مورد مطالعه (Modjarrad, 2024) همخوانی دارد.

img0 

شکل 8.  (aالگوی عنکبوتی عناصر نادرخاکی نمونه­های خاک نسبت به کندریت ((Boynton, 1984 و عنصرY  (Taylor and McLennan., 1985) برای خاک­هایی با گروه ترکیبی بازیک، (b الگوی عنکبوتی به هنجار شده عناصر کمیاب نسبت به میانگین سنگ­های گابروی منطقه مطالعاتی، (c الگوی عنکبوتی به هنجار شده نسبت به MORB، مقادیر نرمالیز (برگرفته ازSaunders and Tarney, 1984; Sun, 1980 )، (d الگوی عنکبوتی نرمالیز شده عناصر واسطه با گوشته اولیه برگرفته از جاگوتز و همکاران (Jagoutz et al., 1979) برای خاک­هایی با گروه ترکیبی اولترابازیک

 

بررسی خاستگاه ژئوشیمیایی خاک­های منطقه مطالعاتی

در مطالعه حاضر به دلیل موقعیت یکسان منطقه کچله با گیسیان (واقع شده در سیلوانا) و هم‌جواری آن­ها با افیولیت­های سیلوانا، موقعیت نمونه­های میکاشیست گیسیان تا کچله (مجرد، 1400) در بعضی از نمودارها پیاده شده است.

برای تعیين محيط تکتونيکی نمونه­های خاک مادر منطقه مطالعاتی از اکسيدهای عناصر اصلی،Roser) and Korsch, 1986 Maynard et al., 1982;) استفاده شده است. با توجه به نمودار -a-b) 9) بیش­تر نمونه‌های خاک در محیط تکتونیکی حاشیه فعال ACM قرار گرفته­اند. به‌احتمال زیاد فرایند آلتراسیون سنگ منشأ منجر به از دست رفتن پتاسیم(K)  آن شده باشد و به همین دلیل در نمودار بعضی از نمونه­های خاک در موقعیت محیط قوس7 قرار گرفته­اند. همچنین نمونه­های خاک در نمودار -b9 محیط حاشیه فعال قاره را نشان می­دهد. همخوانی نمونه­های میکاشیست گیسیان تا کچله با بیش­تر نمونه­های خاک منطقه مطالعاتی، یکسان بودن محیط تکتونیکی برای تکامل سنگ­های رسوبی مولد منطقه را پیشنهاد می­کند. این پژوهش بر پایه پیش فرض بسته بودن نسبی سیستم استوار است (مجرد و همکاران، 1400).

img0 

شکل 9. (a نمودار تعيين محيط تکتونيکی رسوبات مادر Roser and Korsch, 1986))، (b نمودار تعيين محيط تکتونيکی رسوبات بر پایه اکسيدهاي اصلی Maynard et al., 1982))، علایم: A1: arc setting, A2: evolved arc setting, ACM: active margin, P: passive margin

 

نتیجه‌گیری

مجموع شواهد ژئوشیمیایی شامل نمودارهای تغییرات اکسید عناصر اصلی و جزئی و نیز نسبت­های بین عناصر جزئی برای تعیین سنگ منشأ خاک­های منطقه افیولیتی گیسیان مورد بررسی قرار گرفتند. شواهد ژئوشیمیایی حکایت از سنگ­های منشأ اولترامافیکی، مافیکی و حدواسط به‌عنوان مولد خاک­های نقاط نمونه­برداری با نرخ هوازدگی بالا می­باشد. الگوی به هنجار شده REE و کمیاب در گروه ترکیبی مافیک مشابه الگوی سنگ منشأ آن­ها است و می­تواند منشأ یکسان آن­ها را بازگو کند. روند الگوی ژئوشیمیایی عناصر واسطه نسبت به گوشته اولیه، مشابه الگوی به هنجار شده سرپانتنیت­های گیسیان است. خاك­هایی با درصد سیلیس بالا در نمودار اکسیدهای عناصر اصلی و جزئی نزدیک جایگاه سنگ­های متاپلیتی منطقه و در محدوده بین پوسته زمین و شیل جهانی قرار گرفته است و ترکیب حدواسط منشأ آن­ها را پیشنهاد می­کند. نسبت­های ژئوشیمیایی بیانگر محیط حاشیه فعال قاره برای زادگاه احتمالی بیش­تر نمونه­های خاک می­باشد.

 

منابع

حاج ملاعلی، ا . و شهرابی، م.، .1385 نقشه 1:100000 سيلوانا. سازمان زمين-شناسی کشور، شماره4964، تهران. ##صالحی، ل.، رساء، ا.، علیرضایی، س. و کاظمی، ا.، 1392. پتروگرافی، ژئوشیمی و پتروژنز سنگ­های آتشفشانی عباس‌آباد (شرق شاهرود) با تأکید بر دگرسانی و کانه­زایی مس همراه آن. فصلنامه زمین­شناسی ایران، (31)8، 63-49. ##محامد، ا.، مؤید، م. و مجرد، م.، 1400. متاپلیت­های گرمی چای، شمال غرب ایران: شیمی سنگ کل، زادگاه رسوبی و شرایط دگرگونی. فصلنامه زمین­شناسی ایران، (57)15، 59-85. ##مجرد، م.، 1401. پتروگرافی و ژئوشیمی سرپانتینیت­های افیولیت گیسیان سیلوانا – جنوب ارومیه؛ ارتباط با فرورانش نئوتتیس در مرز شمالغربی ایران. پژوهش­های دانش زمین، 13 (52): 98-75. ##مجرد، م.، 1400. مطالعه زادگاه و دگرگونی درجه پائین میکاشیست های حاشیه قارهای مرتبط با آمیزه رنگین گیسیان-جنوب ارومیه. فصلنامه پژوهش­هاي دانش زمين، 12(48)، 19 - 1. ##نیک‌بخت، س.، بیابانگرد، ح و باقری، س.، 1399. پترولوژی و ژئوشیمی افیولیت سیاه جنگل شمال شرق آتش­فشان تفتان. فصلنامه زمین­شناسی ایران، (56)14، 87-99. ##Alexeiev, D.V., Kröner, A., Hegner, E. and Rojas - Agramonte, Y., 2016. Middle to Late Ordovician arc system in the Kyrgyz Middle Tianshan, From arc-continent collision to subsequent evolution of a Palaeozoic continental margin. Journal of Gondwana Research, 39, 261-291. ##Alizadeh, A., 2012. Emplacement dating of SW Urmia ophiolite melanges: Tehran, Iran. In 30th National Congress of Earth Sciences. ##Berberian, M. and King, G.C. P., 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran: Canadian. Journal of Earth Sciences, 18(2), 210-265. ##Boynton, W.V., 1984. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Henderson P. (ed). Rare Earth Element Geochemistry, Elsevier, 63–114. ##Brocker, M., Omrani, H., Berndt, J. and Moslempour, M.E., 2021. Unravelling metamorphic ages of suture zone rocks from the Sabzevar and Makran areas (Iran), Robust age constraints for the larger Arabia-Eurasian collision zone. Journal of Metamorph Geology , 39, 1099–1129. https://doi. org/ 10. 1111/ jmg. 12603##Chen, Q., Lu, Q., Song, Z., Chen, P., Cui, Y. and Zhang, R., 2014. The levels of fluorine in the sediments of the aquifer and their significance for fluorosis in coastal region of Laizhou Bay, China. Environ. Earth Science, 71 (10), 4513e4522. ##Cox, R., Lowe, D.R. and Cullers, R.L., 1995. The influence of sediment recycling and basement composition on evolution of mud rock chemistry in the southwestern United States. Journal of Geochim Cosmochim Acta, 59, 2919-2940. https ://doi.org/10.1016/0016-7037(95)00185-9. ##D'Alessandro, W., Bellomo, S. and Parello, F., 2012. Fluorine adsorption by volcanic soils at Mt. Etna, Italy. Journal of Applied Geochemistry, 27 (6), 1179e1188. ##Dercourt, J.E.A., Zonenshain, L.P., Ricou, L.E., Kazmin, V.G., Le Pichon, X., Knipper, A.L., Grandjacquet. C., Sbortshikov, I.M., Geyssant, J., Lepvrier, C., Pechersky, D.H., Boulin, J., Sibuet, J.C., Savostin, L.A., Sorokhtin, O., Westphal, M., Bazhenov, M.L., Lauer, J.P. and Pechersky, D.H., 1986. Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to the Pamirs since the LIAS. Journal of Tectonophysics, 123, 241–315. ##Falcon, N.L., 1974. Southern Iran, Zagros Mountains. Journal of Geological Society London Special Publications, 41, 199–211. ##Faure, M., Lin, W., Chu, Y. and Lepvrier, C., 2016. Triassic tectonics of the southern margin of the South China Block. Journal of Comptes Rendus Geoscience, 348(1), 5-14. ##Fedo, C. M., Young, G. M., Nesbitt, H. W. and Hanchar, J. M., 1997. Potassic and sodic metasomatism in the Southern Province of the Canadian Shield, evidence from the Paleoproterozoic Serpent Formation, Huronian Supergroup. Journal of Canadian Precambrian Research, 84, 17-36. ##Fedo, C. M., Nesbitt, H. W., and Young, G. M., 1995. Unravelling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols, with impilications for paleoweathering conditions and provenance. Journal of Geology, 23, 921-924. ##Floyd, P. A., Winchester, J. A. and Park, R. G., 1989. Geochemistry and tectonic setting of Lewisian clastic metasediments from the early Proterozoic Lock Marie Group of Gairlock, Scottland. Journal of Precambrian Research, 45, 203-214. ##Frost, B.R., Evans, K.A., Swapp, S.M., Beard, J.S. and Mothersole, F.E., 2013. The process of serpentinization in dunite from New Caledonia. Journal of Lithos, 178, 24-39. ##Fu, D., Huang, B.o., Johnson, T.E., Wilde, S.A., Jourdan, F., Polat, A., Windley, B.F., Hu, Z. and Kusky, T., 2022. Boninitic blueschists record subduction initiation and subsequent accretion of an arc–fore-arc in the northeast Proto-Tethys Ocean. Journal of Geology, 50 (1), 10–15. https://doi. org/ 10. 1130/ G49457.1##Fu, D., Kusky, T.M., Wilde, S.A., Windley, B.F., Polat, A., Huang, B. and Zhou, Z., 2020. Structural anatomy of the early Paleozoic Laohushan ophiolite and subduction complex, Implications for accretionary tectonics of the Proto-Tethyan North Qilian orogenic belt, northeastern Tibet. Journal of Geological Society of America Bulletin, 132 (9–10), 2175–2201. https:// doi. org/ 10. 1130/ B35442.1. ##Fu, D., Huang, B., Kusky, T.M., Li, G., Wilde, S.A., Zhou, W. and Yu, Y ., 2018. A middle permian ophiolitic melange belt in the solonker Suture Zone, Western Inner Mongolia, China, implications for the evolution of the Paleo-Asian Ocean. Journal of Tectonics, 37(5), 1292–1320. https:// doi. org/ 10. 1029/ 2017T C0049 47. ##Garzanti, E., Doglioni, C., Vezzoli, G. and Ando, S., 2007. Orogenic belts and orogenic sediment Provenance. Journal of Geology, 115, 315-334. ##Ghorbani, R., Mahmoudi, H., Sepidbar, F., Barth, M., Zaki Khedr, M., Iwata, N., Shinjo, R. and Ahmadi, P. 2022. Geochemical and geochronological constraints on origin of the Sawlava ophiolite (NW Iran), Evidence for oceanic mantle evolution beneath Iran-Iraq border. Journal of Lithos 418–419, 106695. https:// doi. org/ 10. 1016/j. lithos. 2022.106695. ##Herron, M.M., 1988. Geochemical classification of terrigenous sands and shales from core or log data. Journal of Sedimentary Petrology, 58, 820-829. ##Hofmann, A., 2005. The geochemistry of sedimentary rocks from the Fig Tree Group, Barberton greenstone belt, implications for tectonic, hydrothermal and surface processes during mid-Archaean times. Journal of Precambrian Research, 143, 23-49. ##Jagoutz, E., Palme, H., Baddenhausen, H., Blum, K., Cendales, M., Dreibus, G., Spottel, B., Lorenz, V. and Wänke, H., 1979. The abundances of major, minor and trace elements in the earth's mantle as derived from primitive ultramafic nodules, Paper presented at the Lunar and Planetary Science Conference Proceedings. ##Kasanzu, C., Maboko, M.A.H. and Manya, S., 2008. Geochemistry of fine-grained clastic sedimentary rocks of the Neoproterozoic Ikorongo Group, NE Tanzania: Implications for provenance and source rock weathering. Journal of Precambrian Research. 164, 201-213. ##Kutterolf, S., Diener, R., Schacht, U. and Krawinkel, H., 2008. Provenance of the Carboniferous Hochwipfel Formation-Geochemistry versus petrography. Journal of Sedimentary Geology, 203, 246-266. ##Long, X., Sun, M., Yuan, C., Xiao, W. and Cai, K., 2008. Early Paleozoic sedimentary record of the Chinese Altai; Implications for its tectonic evolution. Journal of Sedimentary Geology, 208, 88-100##Mason, B. and Moore, C.B., 1982. Principles of Geochemistry. John Wiley, Hoboken, N. J, 344. ##Maynard, J.B., Valloni, R. and Yu, H., 1982. Composition of modern deep sea sands from arc-related basin. Geology Society of London, Special Publication, 10, 551-561. ##Modjarrad, M., 2024. Intrusive rocks petrogenesis related to the Gysian ophiolitic area, NW Iran. Islamic Republic of Iran, in press. ##Modjarrad, M., Whitney, Donna. L. and Omrani, Hadi., 2024. Petrologic evolution of the Gysian ophiolitic serpentinites, NW Iran. Acta Geochim, in press. https://doi.org/10.1007/s11631-024-00682-6. ##Moghadam, S.H. and Stern, R.J., 2011. Late Cretaceous fore-arc ophiolites of Iran. Journal of Island Arc, 20, 1–4. https:// doi. org/ 10. 1111/j. 1440- 1738. 2010. 00745.x##Negrel, P., Sadeghi, M., Ladenberger, A., Reimann, C. and Birke, M., 2015. Geochemical fingerprinting and source discrimination of agricultural soils at continental scale. Journal of Chemical Geology, 396, 1e15. ##Nesbitt, H. W. and Young, G. M., 1984. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations. Journal of Geochimica et Cosmochimica Acta, 48, 1523-1534. ##Potter, P.E., Maynard, J.B., and Depetris, P.J., 2005. Mud and Mudstones: Introduction and Overview, Heidelberg, Springer-Verlag, 297 . ##Pettijohn, F.J., Potter, P.E. and Siever, R., 1972. Sand and sandstone. Springer- Verlag, New York. ##Roser, B. P. and Korsch, R. J., 1986. Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2 contents and K2O/Na2O ratio. Journal of Geology, 94, 635-650. ##Saunders, A.D. and Tarney, J., 1984. Origin of MORB and chemically depleted mantle reservoirs: trace element constraints. of Petrol, Special Lithosphere Issue, 415-445. ##Sun, S.S., 1980. Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society, A297, 409-445. ##Taylor, S.R. and McLennan, S.M., 1985. The continental crust: its composition and evolution, Blackwell Scientific Publications Ltd., 312. ##Ulmer, P. and Trommsdorff, V., 1995. Serpentine stability to mantle depths and subductionrelated magmatism. Science, 268(5212), 858–861##Vergara, M., Levi, B., Nystrom, J. O. and Cancino, A., 1995. Jurassic and Early Cretaceous island arc volcanism, extension, and subsidence in the Coat Range of central Chile. Geology Society of American Bulltain, 107, 1427-1440. ##Wedepohl, K.H., 1995. The composition of the continental crust. Journal of Geochim. Journal of Cosmochim. Acta, 59 (7), 1217e1232. ##Zhihong, W. and Huafu, I., 1998. Geology, petrology and geochemistry of the mafic-ultramafic rocks in the Fujian coastal region Southeastern China, and their genesis. Journal of Ofioliti, 23, 1 - 6.##

 

 

Geochemical study of the soils provenance of The Gysian-Silvana-Urmia ophiolitic region

Sadeghi, Z1., Pirkharrati, H2., Modjarrad, M2. and R. Dehbandi, R3,4

1. Ph.D. student, Department of Geology, Faculty of Sciences, Urmia University, Iran.

2. Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Urmia University, Iran.

3. Assistant Professor, Earth and Environmental Sciences, University of Birmingham, Edgbaston, B15 2TT Birmingham, United Kingdom.

 

4. Assistant Professor, Environmental Technologies Research Center, Medical Basic Sciences Research Institute, Ahvaz Jundishapur University of Medical Sciences, Iran.

 

 

Abstract

Gysian ophiolite is a remnant of the Neotethys, located in the north-west Iran at the intersection of the ophiolite belts of south-eastern Turkey, north-eastern Iraq and north-western Iran. The geochemical comparison of the soils with the average of global rocks and the study area led to determination of the composition group of the region soils. The geochemical evidence of the first group of soil samples with low silica percentage by Harker and triangular diagrams is close to the position of ultramafic rocks of the region (serpentenites) and primary mantle and expresses their compositional similarity. The second group of soils ranges in the area between the earth's crust and basalt, and they show more distribution near basalt. The normalized pattern of REE rare earth elements in this group of soils is similar to the mafic rocks pattern in the region, also in the minor elements chart, they classified in the mafic group. Soils with high percentage of silica in the diagram of major and minor element oxides are located near the positiion of meta-plates rocks in the region, in the range between the earth's crust and global shale. So, this suggests the intermediate composition of their origin. Most likely, the tectonic setting of the three soil groups is based on the oxides of the main elements of the active continental margin.

Keywords: Ophiolite, Soils geochemistry, Gysian, Tectonic setting

 

 

[1] * نویسنده مرتبط: pirkharrati2002@yahoo.com

[2]  

[3] . HF- multi acid digest

[4] . Lithium borate fusion

[5] . CIA: Chemical Index of Alteration, and PIA: Plagioclase Index of Alteration

[6] . ICV: Index of Chemical Variability

[7] . OIA: Oceanic Island Arc


حقوق این وب‌سایت متعلق به سامانه مدیریت نشریات رایمگ است.
حق نشر © 1403-1396

صفحه اصلی| عضویت/ ورود| درباره رایمگ| تماس با ما|
[English] [العربية] [en] [ar]