Petrology and geochemistry of Siahjangal ophiolite, northeastern Taftan volcano
Subject Areas :
saeideh
Nikbakht
1
حبیب
بیابانگرد
2
Sasan
Baghari
3
Keywords: Siahjangal ophiolite, Tholeiitic, Supra-subduction, Sistan suture zone, Taftan volcano.,
Abstract :
Siahjangal ophiolite is located in the North and Northeastern part of Taftan volcano in the Sistan Suture Zone (SSZ). This ophiolite (Upper Cretaceous) is exposed in the Flysch rocks (Eocene). Harzburgite, lherzolite, serpentine, spilite and gabbro are major rocks in this ophiolite. Ultramafic units have olivine, orthopyroxene and clinopyroxene minerals. Mafic units have clinopyroxene and plagioclase. Ultramafic rocks have mainly granular and gabbro rocks have ophitic, sub-ophitic and granular textures. Geochemical verities of major, minor and rare earth elements in the Siahjangal ophiolite revealed that the ultrabasic and basic rocks were formed due to partial melting than crystal differentiation. REE elements diagrams normalized to the Chondrite and MORB and their comparison with the normal and enriched MORBs, chemical differentiation diagrams, the ratios of accessory elements and changes of Zr, Nb, Y, U, Ti elements against Zr / Nb ratio all indicates the similarity to N-MORB. Transition elements diagrams (V, Co, Cr, Ni) against La / Ce ratio and the ratio of (La / Yb) N, La / Yb, La / Ce versus (La / Sm) N, show that these ratios compared with N-MORB and E-MORB represent enrichment and geochemical similarities to N-MORB. Tectonomagmatic diagrams show Siahjangal ophiolite belongs to supra-subduction zone.
سبک‌روح، م.،1394. ترکیب شیمیایی سنگ¬های مافیک و اولترامافیک از مجموعه¬ی افیولیتی غرب فنوج، شمال مکران ایران. پایان‌نامه کارشناسی ارشد دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان،97.
- رئیسی اردلی،ف.،1394. ترکیب شیمیایی سنگ¬های اولترامافیک و مافیک افیولیتی در منطقه چاه بریش، شرق ایران. پایان‌نامه کارشناسی ارشد دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، 105.
- قلعه نویی، ر.،1390. ژئوشیمی و منشا کرومیت¬های پودیفرم از شمال غرب تا جنوب غرب زاهدان،جنوب شرق ایران. پایان‌نامه کارشناسی ارشد دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان،272.
-گودرزی، ز.،1394. ژئوشیمی پریدوتیت¬ها و سنگ¬های مافیک منطقه دومک،شرق ایران. پایان‌نامه کارشناسی ارشد دانشکده علوم دانشگاه سیستان و بلوچستان،90.
- مهرپرتو، م. و پادیار، ف.،1382. شرح نقشه زمین¬شناسی 1:100000 تفتان. سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
- مصطفایی، ح.، 1391. ترکیب شیمیایی سنگ¬های اولترامافیک در ایالت زمین ساختی سیستان،شرق ایران. پایان‌نامه کارشناسی ارشد دانشکده علوم دانشگاه سیستان و بلوچستان،100.
Aoki, K. and Fujimaki, H., 1982. Petrology and geochemistry of Calc-alkaline andesite of presumed upper mantle origin from Itinome-gata, Japan. American Mineralogy, 67, 1-13.
Barragan, R., Geist, D., Hall, M., Larson, P. and Kurz, M., 1998. Subduction controls on the composition of lavas from the Ecuadorian Andes. Earth and Planetary Science Letters, 154,153-166.
Capedri, S. and Venturelli, G., 1979. Clinopyroxene composition of ophiolitic metabasalts in the Mediterranean area. Earth and planetary Science Letters, 43, 61-73.
Deer, W.A., Howie, R.A. and Zussman, J., 1996. An Introduction to Rock Forming Minerals. 14th Impression, Longman Group Limited, 528.
Fitton, G.J., James, D. and Leeman, W.P., 1991. Basic magmatism associated with late Cenozoic in the western United State, compositional variations in space and time. Journal Geophysical Research, 96, 13693-13711.
Goss, A.R. and Kay, S.M., 2009. Extreme high field strength element (HFSE) depletion and near-Chondritic Nb\Ta ratios in central Andeam adakite-like lavas. Earth and planetary Science Letters, 27, 997-109.
Hafman, A.W., 1988. Chemical differentiation of the earth the relationship between mantle, continental curst and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 90, 297-314.
Hafman, A.W., 2003. Sampling mantle heterogeneity through oceanic basalts: isotopes and trace elements. In: RW Carlson, Ed. Elsevier- Pergamon, Oxford, 42, 61-101.
Harker, A., 1909. The Natural History of Igneous Roks, Macmillian, New York, 845.
Irvan, T.N. and Bargar, W.R.A., 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science, 8, 523-548.
Kovalenko, V. I., Naumov, V. B., Girnis, A. V., Dorofeeva, V. A. and Yarmolyuk, V. V., 2010. Average composition of basic magmas and mantle sources of island arce and active continental margins estimate from the data on melt inclusions and quenched glasses of rocks. Petrology, 18:1-26.
Le Maitre, R.W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Le Bas, M.J., Sabine, P.A., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A.R. and Zanettin, B., 1989. A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms Blackwell Oxford, 43, 825-1125.
Matthew, E., Brueseke, K.,William, K. and Hart, J., 2009. Intermediate composition magma production in an intracontinental setting: unusual andesite and dacite of the mid-Miocene Santa Rosa-Calico volcanic field, Northern Nevada. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 188, 197-213.
Miyashiro, A., 1973. The Troodos ophiolitic complex was formed in an island arc. Earth and Planetary Science Letters. 19, 218-224.
Pearce, J.A., 1975. Statiscal analysis of major element patterns in basalt. Journal of Petrology, 17, 15-43.
Pearce, J.A., 1996. Sources and setting of granitic rock, Episodes, 19,120-125.
Reichow, M.K., Saunders, AD. and White, R.V.,2004. Geochemistry and petrogenesis of basalts from the West Siberian Basin, an extension of the Permo-Triassic Siberian Traps. Russia Lithos, 28,412-486.
Shervais, J.W., 1982. Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolite lavas. Earth and Planetary Science Letters, 57, 101-108.
Sirvastava, R.K. and Singh, R.K., 2004. Trace element geochemistry and genesis of Precambrian subalkaline mafic dikes from the Indian craton: Evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences, 23, 373-389.
Sun, S.S. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotope systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition processes. In: Saunders AD, Norry MJ (Eds.), Magmatism in the ocean basins: Geological Society Special Publication, 313-345.
Whitney, J.A. and Evance, F., 2010. Origin and evolution of silicic magmas. Reviews in Economic Geology, 4, 183-203.
Wilson, M., 1989. Igneous Petrogenesis, a Global Tectonic Approach. Chapman and Hall, 466.
Winter, J., 2010. An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Pearson Prentice Hall, 702.
پترولوژی و ژئوشیمی افیولیت سیاهجنگل، شمالشرق آتشفشان تفتان
سعیده نیکبخت1، حبیب بیابانگرد12و*، ساسان باقری2،
1. دانشجوی کارشناسی ارشد، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان
2. استادیار گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان
چکیده
افیولیت سیاهجنگل در شمال و شمال شرق کوه آتشفشانی تفتان در کمربند زمین‌درز سیستان واقع میشود. این افیولیت(کرتاسه فوقانی) در داخل مجموعه فلیشی(ائوسن) برونزد دارد. سنگهای اصلی تشکیل‌دهنده این افیولیت شامل هارزبورژیت، لرزولیت، سرپانتینیت، اسپیلیت و گابرو میباشند. کانیهای سازنده واحدهای اولترامافیک اُلیوین، ارتوپیروکسن وکلینوپیروکسن وکانی‌های سازنده واحدهای مافیک کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز هستند. بافت غالب سنگهای اولترامافیک‌ها، گرانولار و گابروها بافت افتیک، ساب افتیک و گرانولار دارند. تغییرات ژئوشیمیایی عناصر اصلی، فرعی و کمیاب در این سنگ‌ها، مشخص کرد که سنگهای بازیک و اولترابازیک مجموعه افیولیت سیاهجنگل حاصل ذوب بخشی و نه تبلور تفریقی هستند. نمودارهای عناصرخاکی به هنجار شده نسبت به کندریت و مورب و مقایسه آنها با مورب‌های عادی و غنیشده از یک‌سو و نمودارهای تفکیک شیمیایی، نسبتهای عناصر کمیاب و تغییرات عناصرNb ,Y ,U ,Ti و Zr در مقابل Zr/Nb از سوی دیگر نشان از مشابهت نمونهها با N-MORBمیباشد. همچنین نمودارهای عناصر انتقالی (V,Co,Cr,Ni) در برابر La/Ce و نمودارهای تغییرات نسبتهای (La/Yb)N,La/Yb,La/Ce در مقابل (La/Sm)N نشان میدهد که این نسبتها در مقایسه باN-MORB و E-MORB غنیشدگی دارند و مشابهت ژئوشیمیایی نمونهها بیشتر با نوع مورب عادی است. نمودارهای تمایز محیط‌های تکتونوماگمایی نشان از وابستگی افیولیت سیاهجنگل به محیط‌های سوپراسابداکشن دارد.
واژه‌های کلیدی: افیولیت سیاهجنگل، تولئیتی، سوپراسابداکشن، زمین‌درز سیستان، آتشفشان تفتان.
مقدمه
افیولیت سیاهجنگل در شمال و شمال شرق کوه آتشفشانی تفتان در محدوده طول‌های جغرافیایی ′07 ˚61 تا ′18 ˚61 شرقی و عرض‌های جغرافیایی ′41 ˚28 تا ′55 ˚29 شمالی واقع است. از دیدگاه تقسیمات زمینشناسی ایران در کمربند فلیش شرق ایران (یا کمربند زمین‌درز سیستان) قرار دارد. آتشفشان تفتان و مجموعه افیولیتی شمال آن (شکل1- الف) در فاصله 100 کیلومتری جنوب شهرستان زاهدان است. در حوالی روستاهای تیرآباد و سیاهجنگل برونزدهای افیولیتی دیده میشود که آسان‌ترین راه دسترسی به آنها جاده آسفالته زاهدان- میرجاوه-سیاهجنگل است. حدود پراکندگی برونزدهای افیولیتی مورد مطالعه بعد از طی 75 کیلومتر از زاهدان به میرجاوه و بعد از طی مسافت 25 کیلومتر در کنار روستای سیاهجنگل قرار دارد. در (شکل 1-ب) پراکندگی افیولیتها در استان و موقعیت افیولیت سیاهجنگل نشان داده شده است که در این شکل افیولیت‌های سیاهجنگل متعلق به نوار افیولیتی پیرامون آتشفشان تفتان است.
شکل1. الف) نمایی از آتشفشان تفتان(انتهای تصویر) و افیولیت سیاهجنگل در شمال آن (دید به سمت جنوبغرب)، ب) پراکندگی و موقعیت افیولیتها بر اساس موقعیت جغرافیایی در استان سیستان و بلوچستان
بر روی افیولیت سیاهجنگل مطالعه چندانی صورت نگرفته است. تنها در نقشه زمینشناسی 1:100000 تهیه شده توسط مهرپرتو و پادیار (1382) به آن اشاره شده است. برخی از پژوهش‌های انجام شده در گذشته، بر روی افیولیت های استان شامل مطالعات سبک روح (1394)، رئیسی اردلی (1394) ، قلعه‌نویی (1390)، گودرزی (1394) و مصطفایی (1391) میباشد. اين مطالعه جزو اوّلین مطالعات بر روی این افیولیت است که در آن سعی شده تا با بهره‌گیری از داده‌های صحرايی و ژئوشیمیايی منشأ و محیط تکتونوماگمايی آن مشخص شود.
جایگاه زمینشناسی و روابط صحرایی
نقشه زمینشناسی در مقیاس 1:20000 برای منطقه مورد مطالعه براساس مطالعات صحرایی، تصاویر ماهوارهای (شکل 2- الف) و نقشه 1:100000 موجود از منطقه در محیط GIS برای سه گروه A,B,C تهیه شده است (شکل2-ب، پ و ت). مهم‌ترین واحدهای موجود در منطقه بر اساس این نقشه‌ها از قدیم به جدید به شرح زیر است.
شکل2. الف) برونزدهای افیولیتی مورد مطالعه بر روی تصویر ماهوارهای (Google Earth, 2007) ب، پ و ت) نقشه‌های ساده شده زمینشناسی از برونزدهای افیولیتی سیاهجنگل در سه گستره A,B,C با تغییرات از نقشه زمینشناسی 100000/1 تفتان، (مهرپرتو و پادیار،1382)
واحدهای‌کرتاسه پسین در منطقه شامل مجموعههای آذرین هارزبورژیتی،گابرویی، دیوریت، لیستونیتی، سرپانتینیت و مجموعههای رسوبی میباشند. هارزبورژیتها خُردشده، شکسته و درز و شکاف فراوان دارند، در بخش‌های شکسته شده ، رنگ خاکستری تیره(سربی) دارند که اغلب نیز سرپانتینی شدهاند( شکل 3-الف). این واحدها که در اغلب موارد با دیگر واحدها درهم‌آمیخته‌اند، و به‌صورت برشی و کمتر سالم دیده میشوند. فرایندهای سرپانتینی شدن و اپیدوتی شدن بسیار مشهود است. واحد گابرویی معمولاً تیره رنگ(شکل 3-ب) و دارای مرز گسله و به‌هم‌ریخته با واحدهای شیلی میباشد. از مشخصات بارز این واحدها حضور دگرسانیهای کلریتی و کلسیتی در آن میباشد و در برخی نقاط در منطقه سیاهجنگل ،گابروها سیلیسی شدهاند و به فراوان حاوی رگچههای کوارتز میباشند. دیوریت‌های موجود در این افیولیت به رنگ به نسبت روشن متمایل به سبز، اغلب خُردشده و دارای شکستگی و همگی به‌صورت دایک میباشد (شکل 3- پ). لیستونیتها دارای رنگ قهوهای، سخت ، متراکم و به‌صورت پراکنده در واحدهای افیولیت با گسترش کم دیده میشوند (شکل 3- ت). بلوکهای آهکی موجود در منطقه دارای مرز مشخص با شیلها و از گسترش زیادی در منطقه برخوردار است. این لایهها بدون فسیل و به رنگهای قهوهای و خاکستری هستند و همه حالت صخرهای و بدون حفره دارند(شکل 3- ث). فلیشها از گسترش فراوانی در منطقه برخوردارند و بخش زیادی از منطقه را پوشش میدهند. غالب این واحدها به رنگ سبز و خاکستری از شیل، ماسه‌سنگ و سیلتستون با لایهبندی نازک هستند. واحدهای فلیشی در اغلب موارد با مجموعههای اولترامافیک درهم‌آمیخته شدهاند (شکل 3- ج).
شکل3. الف) واحد هارزبورژیت و بخش‌های سرپانتینیتی شده، ب) واحدهای تیره رنگ و ستیغ مانند گابرویی (دید عکس جنوب شرقی)، پ) نمایی از واحد دیوریتی به رنگ خاکستری و دارای شکستگی، ت) لیستونیتها دارای رنگ قهوهای، سخت و متراکم (دید عکس جنوب غربی)، ث) واحد آهکی با مرز مشخص با شیلها (دید عکس غرب)، ج) واحدهای فلیشی که در اغلب موارد با مجموعههای اولترامافیک درهم‌آمیخته شده است (دید به سمت جنوب غربی)
روش مطالعه
طی عملیات صحرایی در چندین نوبت از تمام واحدهای افیولیتی و سنگهای میزبان به‌طور هدفمند تعداد 150 نمونه برداشت شد. سپس مقاطع نازک از آنها تهیه و توسط میکروسکوپ پلاریزان المپیوس در دو حالت نور قطبیده مسطح و متقاطع مورد مطالعه قرار گرفتند. پس از بررسی‌های دقیق سنگ‌نگاری از نمونههای برداشت شده، تعداد 12 نمونه با کم‌ترین میزان دگرسانی انتخاب شدند و به شرکت(MS Analytical)کانادا، ارسال شد. در آنجا عناصر اصلی به روش XRF (جدول 1) و عناصر فرعی و کمیاب به روش ICP-MS، مورد تجزیه شیمیایی قرار گرفتند (جدول 2). سپس داده‌های به‌دست‌آمده با نرم‌افزارهای CorelDraw ،Minpet ،Excel وGCDKIT پردازش شدند.
جدول 1. نتایج حاصل از تجزیه عناصر اصلی به روشXRF(برحسب درصد وزنی)
Sample | G | G | G | G | B | B | B | B | Ub | Ub | Ub | Ub |
SiO2 | 49.79 | 58.03 | 53.66 | 49.84 | 61.03 | 50.57 | 47.05 | 52.52 | 52.83 | 45.35 | 44.3 | 42.78 |
TiO2 | 0.19 | 1.02 | 1.31 | 1.42 | 1 | 2.05 | 1.26 | 1.51 | 0.93 | 0.01 | 0.02 | 0.07 |
Al2O3 | 20.38 | 14.15 | 15.39 | 15.67 | 14.21 | 12.15 | 13.37 | 13.78 | 10.64 | 0.92 | 1.63 | 8.24 |
Fe2O3 | 4.59 | 12.08 | 11.74 | 10.55 | 7.78 | 12.93 | 10.97 | 11.17 | 7.3 | 8.56 | 9.67 | 10.12 |
FeO | 2.9 | 9.56 | 8.93 | 7.63 | 5.28 | 9.38 | 8.21 | 8.16 | 4.87 | 7.05 | 8.15 | 8.55 |
MnO | 0.08 | 0.17 | 0.17 | 0.17 | 0.17 | 0.15 | 0.17 | 0.19 | 0.23 | 0.13 | 0.14 | 0.16 |
MgO | 9.08 | 3.87 | 5.54 | 5.67 | 4.37 | 4.87 | 6.08 | 5.8 | 3.72 | 44.27 | 43.59 | 32.82 |
CaO | 11.7 | 5.49 | 9.92 | 12.5 | 5.65 | 12.11 | 18.38 | 8.61 | 22.85 | 0.5 | 0.09 | 5.81 |
Na2O | 1.97 | 4.49 | 3.7 | 3.62 | 6.92 | 4.51 | 2.6 | 6.69 | 1.32 | 0.01 | 0.01 | 0.08 |
K2O | 1.43 | 1.06 | 0.09 | 0.91 | 0.04 | 0.04 | 0.04 | 0.72 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.09 |
P2O5 | 0.01 | 0.09 | 0.1 | 0.14 | 0.07 | 0.22 | 0.11 | 0.14 | 0.08 | 0.01 | 0.01 | 0.01 |
Mg# | 57.79 | 28.81 | 39.09 | 42.63 | 45.28 | 34.17 | 42.54 | 41.54 | 43.3 | 86.26 | 84.24 | 79.33 |
CaO/AL2O3 | 0.575 | 0.3879 | 0.64457 | 0.79770 | 0.39760 | 0.99670 | 1.3747 | 0.62481 | 2.14755 | 0.54347 | 0.05521 | 0.7050 |
Sample | G | G | G | G | B | B | B | B | Ub | Ub | Ub | Ub |
Ba | 76 | 45.9 | 15.8 | 46.7 | 7.3 | 11.4 | 8.2 | 68.2 | 3 | 9.4 | 7.9 | 9.9 |
Th | 0.05 | 0.1 | 0.12 | 2.49 | 4.53 | 0.05 | 0.96 | 0.68 | 0.05 | 0.05 | 0.05 | 1.16 |
U | 0.05 | 0.12 | 0.12 | 0.07 | 2.73 | 0.22 | 0.11 | 0.16 | 0.05 | 0.05 | 0.13 | 0.05 |
Nb | 0.1 | 0.8 | 1.4 | 1.7 | 0.4 | 3.1 | 1.3 | 2.4 | 0.1 | 0.1 | 1.1 | 0.1 |
Ta | 0.1 | 0.01 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.2 | 0.1 | 0.2 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 |
Sr | 269.1 | 59.6 | 64.8 | 265.2 | 71.8 | 131.2 | 468.5 | 204.5 | 30.9 | 7.8 | 6.06 | 6.9 |
Hf | 0.2 | 1.7 | 1.4 | 2 | 1.5 | 3.9 | 1.9 | 2.4 | 0.2 | 0.4 | 1.4 | 0.2 |
Zr | 2 | 42 | 42 | 68 | 40 | 129 | 53 | 80 | 2 | 2 | 44 | 2 |
Ti | 1138.6 | 6112.5 | 7850.4 | 8509.6 | 5992.7 | 12285.1 | 7550.8 | 9049 | 419.4 | 119.8 | 5573 | 59.9 |
Y | 5.9 | 26 | 21.6 | 28.2 | 26.1 | 41.9 | 30.8 | 31.2 | 1.8 | 0.8 | 19.2 | 0.5 |
Ni | 63.6 | 16.2 | 32 | 84.6 | 11.7 | 44.2 | 46.9 | 51.2 | 1084 | 2256 | 72.4 | 1904 |
Co | 29.1 | 32.5 | 31.6 | 36.9 | 22.5 | 35.7 | 28.3 | 35.5 | 99.3 | 106.6 | 33.3 | 87.9 |
Cr | 100 | 65 | 54 | 314 | 52 | 65 | 244 | 142 | 602 | 2625 | 152 | 2225 |
V | 134 | 333 | 362 | 280 | 280 | 382 | 297 | 315 | 43 | 73 | 216 | 43 |
K | 5935 | 4399 | 373.5 | 3777.1 | 166.0 | 166.02 | 166.0 | 2988 | 373 | 41.5 | 41.5 | 41.5 |
Cs | 3.87 | 0.03 | 0.29 | 1.65 | 0.07 | 0.18 | 0.37 | 0.8 | 1.07 | 0.27 | 0.08 | 0.68 |
Rb | 25 | 9.8 | 1.1 | 19.9 | 0.2 | 0.8 | 0.4 | 16.3 | 1.6 | 0.5 | 0.5 | 0.6 |
La | 0.4 | 2.5 | 3 | 3.6 | 0.9 | 4.9 | 3.6 | 3.9 | 0.2 | 0.1 | 2.6 | 0.1 |
Ce | 1.1 | 7.1 | 8 | 10.7 | 3.9 | 15.1 | 8.8 | 11.1 | 0.3 | 0.1 | 7.2 | 0.2 |
Pr | 0.19 | 1.16 | 1.24 | 1.85 | 0.8 | 2.72 | 1.69 | 1.86 | 0.05 | 0.03 | 1.2 | 0.03 |
Nd | 1.2 | 6.8 | 6.9 | 9.5 | 5.3 | 15 | 9.1 | 10.6 | 0.3 | 0.1 | 6.4 | 0.1 |
Sm | 0.48 | 2.62 | 2.36 | 3.07 | 2.36 | 4.86 | 3.09 | 3.59 | 0.17 | 0.03 | 2.17 | 0.03 |
Eu | 0.25 | 0.81 | 0.96 | 1.13 | 1.08 | 1.56 | 1.12 | 1.19 | 0.1 | 0.03 | 0.73 | 0.03 |
Gd | 0.67 | 3.08 | 2.97 | 3.71 | 3.1 | 5.75 | 3.88 | 4.15 | 0.22 | 0.05 | 2.44 | 0.05 |
Tb | 0.17 | 0.68 | 0.61 | 0.77 | 0.63 | 1.13 | 0.82 | 0.9 | 0.07 | 0.01 | 0.52 | 0.01 |
Dy | 1.06 | 4.45 | 3.95 | 4.73 | 4.53 | 7.87 | 5.41 | 5.79 | 0.35 | 0.12 | 3.35 | 0.05 |
Ho | 0.25 | 0.94 | 0.83 | 1.04 | 0.95 | 1.62 | 1.16 | 1.22 | 0.07 | 0.02 | 0.71 | 0.02 |
Er | 0.65 | 2.87 | 2.51 | 2.97 | 2.37 | 4.64 | 3.19 | 3.58 | 0.2 | 0.09 | 2.06 | 0.05 |
Tm | 0.1 | 0.43 | 0.37 | 0.46 | 0.41 | 0.69 | 0.48 | 0.53 | 0.03 | 0.02 | 0.3 | 0.01 |
Yb | 0.59 | 2.69 | 2.42 | 2.94 | 2.67 | 4.46 | 3.02 | 3.23 | 0.2 | 0.12 | 1.95 | 0.06 |
Lu | 0.1 | 0.44 | 0.35 | 0.42 | 0.38 | 0.63 | 0.48 | 0.48 | 0.04 | 0.03 | 0.31 | 0.01 |
سنگ‌شناسی
· بر اساس نتايج به‌دست‌آمده از تحلیل مودال کانی‌ها، ترکیب سنگ‌شناسی واحدهای سازنده افیولیت سیاهجنگل هارزبورژیت، لرزولیت،گابرو، ديوريت و سرپانتینیت میباشد. کانیهای اصلی تشکیل‌دهندۀ اين سنگ‌ها اُلیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز است. هارزبورژیتها در مقاطع میکروسکوپی دارای کانیهای اُلیوین، ارتوپیروکسن و کمی کلینوپیروکسن هستند و همه دارای بافت شبکهای هستند (شکل4- الف). اُلیوین(35 تا 40درصد حجمی)، ارتوپیروکسن (25تا30 درصد حجمی) و کلینوپیروکسن(10درصد حجمی)کانیهای سازنده این سنگ‌ها هستند. ارتوپیروکسن معمولاً بیشکل و دگرسان شده و به‌طور متوسط دارای اندازه دو چهار میلی‌متر میباشند و از نوع برونزیت هستند (شکل4-ب). کانیهای فرعی و دومین موجود در هارزبورژیتها سرپانتین، کوارتز و کلسیت است. لرزولیتها شامل کانیهای کلینوپیروکسن(25 درصد حجمی) و اُلیوین(65 درصد حجمی) و ارتوپیروکسن(10 درصد حجمی) و دارای بافت گرانولار میباشند. اُلیوین به‌صورت نیمه شکل دار، دارای شکستگی زیاد و سرپانتینی شده است (شکل4-پ). کانیهای ثانویه کلریت، اکتینولیت و اکسید آهن میباشند. گابروها دارای کانیهای پیروکسن و پلاژیوکلاز و بافت‌های افتیک تا ساب افتیک دارند. کلینوپیروکسن(45 تا 50 درصد حجمی)، نیمهشکل دار تا بیشکل در این سنگ‌ها است (شکل 4-ت). پلاژیوکلاز بیش از 45 درصد حجمی و اغلب به‌صورت درشت و تیغههای شکل دار است. سنگهای دیوریتی دارای کانیهای پلاژیوکلاز و هورنبلند هستند. پلاژیوکلازها از نوع آندزین (70 درصد حجمی) و به‌صورت بلورهای نیمه شکلدار با ماکل پلیسنتتیک و دوتایی دیده میشوند (شکل 4-ث). هورنبلندها دگرسان شدهاند به‌طوری‌که تشخیص آنها مشکل است و توسط کلریت و اپیدوت جایگزین شدهاند. پیروکسن به‌صورت نیمه شکلدار و دارای شکستگی و در بعضی بخشها دچار دگرسانی شده است. اپیدوتها از دگرسانی هورنبلند به وجود آمدهاند و جایگزین آن شدهاند. سنگهای سرپانتینیتی به‌طور عمده از تجزیه پریدوتیتها حاصل شدهاند. دارای کانیهای سرپانتین(80) و ارتوپیروکسن(10) و در حدود 10 درصد بقایای اُلیوین و بافت شبکهای دارند (شکل 4 ج).
شکل4. گزیدهای از تصاویر میکروسکوپی سنگهای سازنده افیولیت سیاهجنگل، الف) )هارزبورژیت با بافت گرانولار و حضور کانیهای ارتوپیروکسن و اُلیوین در آن ،ب)درشت بلورهای ارتوپیروکسن در هارزبورژیت ،پ) اُلیوین های دگرسان شده به سرپانتین و کلینوپیروکسن در لرزولیت ،ت)درشت‌بلورهای پیروکسن در گابروها، ث) دیوریت های مجموعه افیولیتی با کانیهای پلاژیوکلاز و هورنبلند، ح) سرپانتینیت ها (تمام تصاویر در نور قطبیده متقاطع با بزرگ‌نمایی 40 برابر گرفته شده است و علائم بکار رفته برای کانی‌ها از Whitney and Evans, 2010 میباشد)
ژئوشیمی
برای بررسی ویژگیهای زمین‌شیمیایی و سنگ‌شناختی افیولیت سیاهجنگل از داده‌های عناصر اصلی، فرعی و کمیاب استفاده شده است (جدول‌های 1 و 2). میزان SiO2 در این افیولیت بین 78/42 تا 03/61 درصد در نوسان است. در نمودار طبقه‌بندی زمین‌شیمیایی(Le Bas et al., 1986) آن در گستره پیکریت تا بازالت قرار می‌گیرند (شکل 5). در نمودار K2O-SiO2 (Lemaitre et al.,1989) سنگهای سازنده افیولیت سیاهجنگل بیشتر در سری تولئیتی قرار می‌گیرند (شکل 6). در نمودارهای هارکر(شکل 7- الف تا ث) روندهای مشاهده شده در سنگهای اولترابازیک و بازیک نشان میدهد که این سنگ‌ها بیشتر در نتیجه ذوب بخشی نسبت به تبلور تفریقی حاصل شدهاند.
شکل 5. نمودارTAS (اکسیدهای قلیایی در برابر سیلیس) نمودار پایه از (Le Bas et al., 1962) و پلات نمونههای منطقه مورد مطالعه بر روی آن، اغلب نمونهها در گستره بازالت
شکل6. موقعیت نمونهها در نمودارK2O-SiO2 (Lemaitre et al.,1989)، اغلب نمونهها در گستره تولئیتی با پتاسیم پایین
شکل7. نمودارهای تغییرات شیمیایی نوع هارکر، تغییرات اکسیدهای اصلی در مقابلMgO (برحسب درصد وزنی) ترسیم شده است. مدل تغییرات شیمیایی ماگمای بازالتی به‌تبع تبلور بخشی سه کانی اُلیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن میباشد. نسبت اکسیدهای استاندارد تشکیل‌دهنده سه کانی ذکر شده از (Deer et al.,1996) میباشد (نشانه‌ها مشابه شکل 5)
به‌منظور مقایسه عناصر کمیاب سنگهای منطقه مورد مطالعه با E-MORB و N-MORBدادهها نسبت به مورب غنیشده و تهی شده و کندریتC1 ، به هنجار و بررسی شدهاند. با توجه به شکل 8 شیب کلی نمودار REE روندی مشابه با N-MORB دارند. در مجموعLREE نسبت به HREE غنی‌شده‌تر هستند هر چند گاه الگوهای پراکنده‌ای نیز نشان میدهند. این غنیشدگی به چندین عامل از جمله ناسازگارتر بودن عناصر LREE نسبت به عناصرHREE و درصد ذوب بخشی کم سنگهای منشأ بستگی دارد(Wilson,1980). اُلیوین، پلاژیوکلاز ،کلینوپیروکسن، ارتوپیروکسن، گارنت و اسپینل کانیهای مهم گوشته هستند، لذا فازی که بتواند عناصر LREE را نسبت به HREE متمرکز کند، در گوشته وجود ندارد. بنابراین عامل غنیشدگی LREE بیشتر فرایند ذوب بخشی منبع میباشد. همچنین نگهداری ترجیحی HREEها توسط گارنت در منشا سبب تهی شدگی HREE ها میشود (Wilson,1989). روند مشابه و یکنواخت در تمام عناصرREE (شکل 8- ب) نشان میدهد که سنگهای منطقه منشا مشابهی دارند. در نمودارهای چند عنصری به هنجار شده به E-MORB، N-MORB و گوشته اولیه(شکل 8 - پ و ت) در مییابیم که تمامی نمونهها، نسبت به E-MORB و N-MORB غنیشدگی دارند. با توجه به شکل (8- پ و ت) سنگهای منطقه در مقدار عناصر TiوNb تهی شدگی نشان میدهد. این تهی شدگی از سرشت سنگهای متعلق به حاشیهای قوس قارهای یا اقیانوسی (Pearce,1996) است که برای نمونههای سیاهجنگل صدق میکند. با توجه به شکل(8- پ) مقدار عناصر Ba,Th,U به نسبت غنی شدهاند. تمرکز بالای LREE از خصوصیات ماگماهای مرتبط با قوس است (Goss and Kay,2009; Kovalenko et al.,2010).
شکل8. الف) الگوی عناصرنادرخاکی نمونهها، مورب غنیشده و مورب تهی شده، به هنجار شده نسبت به کندریت C1، ب) الگوی عناصر نادر خاکی نمونه ها، مورب غنیشده و به مورب تهی شده، به هنجار شده نسبت به مورب تهی شده ، پ) نمودار چندعنصری به هنجار شده نمونههای منطقه، مورب غنیشده و تهیشده، به هنجار شده نسبت به گوشته اوﹼلیه، ت) نمودارچندعنصری به هنجار شده نمونهها، مورب غنیشده و تهیشده، به هنجار شده نسبت به مورب تهی شده (Sun and McDonough,1989)
بحث
در بازالتهای اقیانوسی از نسبتهای عنصری نظیر Ce/Pb, Zr/Hf برای توصیف ویژگیهای منبع گوشتهای استفاده میشود (Hafman 2003,1988). بالا بودن نسبتهای LREE/HREE نیز شاخصی از گوشته غنیشده است
(Fitton et al.,1991; Barragan et al.,1998). مقایسه نمونههای منطقه باN-MORB و E-MORB (شکل 9) در نسبتهای LILE/HFSE مانند K/Ti, Cs/Hf, Cs/Nb, Cs/Zr, Rb/Zr مقادیر این نسبتها در نمونههای منطقه بیشتر از مناطق مورب تهی شده، میباشند و به همین ترتیب مقادير نسبتهای عنصری Er/Yb Ce/Yb, Ce/Y,La/Y, La/Yb, Dy/Yb, در نمونههای منطقه بيشتر از مورب تهی شده و نزدیک به مشابه با مورب غنیشده ، میباشند. در نمونههای منطقه نسبتهای عنصری LREE/HFSE شامل La/Nb, Ce/Nb, Ce/Hf, Ce/Zr به ترتیب دارای مقادیر عددی بین 05/0-55/0 ،25/0-71/5 ،1-11 ،1-4 است. مقادیر نسبتهای مذکور در منطقه نزدیک به مورب N-MORB میباشند. تغییرات عناصر انتقالی V, Co, Cr, Ni در (شکل10) مقابل La/Ce نشان داده شدهاند. نسبت La/Ce در نمونههای سیاهجنگل در حدود 23/0 تا یک است. این دو عنصر تحت تاثیر ذوب بخشی منشا قرار نمیگیرند و اطلاعاتی مثل ترکیب شیمیایی منشا را نشان میدهند (Wilson,1989). در ترکیب اوّلیه ترین بازالتها در حدود 300ppm عنصر Ni وجود دارد و ماگما با چنین ویژگیهایی میتواند مذابهای تشکیل یافته در بخش اوّلیه (مراحل اولیه تفریق) گوشته باشد (2010 Winter,). با توجه به نمودارهای شکل10 مقادیر نیکل، کبالت و کروم با افزایش نسبت La/Ce کاهش یافته است. این تطابق با سنگهای وابسته به مجموعههای افیولیتی همخوانی دارد(Matthew et al., 2009, Aoki and Fujimaki,1982, Reichow, et al., 2004). نسبت (La/Sm)N تمایز بین منشا گوشتهای و پوستهای را نشان میدهد. مقدار این نسبت در گوشته در حدود یک (Sun and McDonough,1989) و در پوسته بیشتر از 25/4 میباشد (Sirvastava and Singh, 2004). مقدار نسبت (La/Sm)N در نمونههای افیولیت سیاهجنگل در حدود 34/0 تا 37/1 است. این نسبت در N-MORB کمتر از یک است. بنابراین این نسبت در گابروها و اولترامافیکهای افیولیت سیاهجنگل بیشتر مشابه با N-MORBاست. با توجه به نسبت La/Sm در مقابل (La/Sm)N میتوان دریافت که نسبت LREE/HREE در ماگما افزایش یافته است(شکل 11).
شکل9. نمودارهای تفکیک شیمیایی جهت مقایسه نسبتهای عنصری نمونههای منطقه با مورب تهیشده و غنیشده
شکل10. نمودار تغییرات نسبتهای عناصر انتقالی (نشانه‌ها مشابه شکل 5)
شکل11. نمودار تغییرات نسبتهای (La/Yb)N,La/Yb,La/Ce در مقابل (La/Sm)N نرمالیز شده به کندریت C1 (نشانه‌ها مشابه شکل 5)
محیط تکتونیکی
به‌منظور تشخیص جایگاه زمین ساختی و خاستگاه احتمالی تشکیل ماگمای سازنده سنگهای منطقه، از نمودار V در مقابل Ti/100 (Shervais,1982) استفاده شد. در این نمودار نمونهها در گستره کمربند سوپرسابداکشن (SSZ) قرارگرفته‌اند (شکل12- الف). این وضعیت به‌خوبی در نمودارهای TiO2در مقابل FeO/MgO (Pearce,1975)، Ni در مقابل Y (Capedri and Venturelli, 1979) و Ti در مقابل Cr Miyashiro,1973)) نشان داده شده است(شکل 12 ب، پ و ت). تمامی نمودارها نشان از وابستگی سنگهای افیولیتی سیاهجنگل به گستره کمربند سوپرسابداکشن 2(SSZ) است.
شکل12. الف) نمودار V در مقابل Ti/100 (Shervais, 1982) ، ب) نمودار TiO2در مقابل FeO/MgO (Pearce, 1975)، پ) نمودار تغییرات Ni در مقابل Y (Capedri and Venturelli, 1979)، ت) نمودار Ti در مقابل Cr (Miyashiro, 1973) در تمام نمودارها سنگهای منطقه در گستره سوپرسابداکشن قرار دارند (نشانه‌ها مشابه شکل 5)
نتیجه‌گیری
افیولیت سیاهجنگل واقع در شمال و شمال شرق کوه آتشفشانی تفتان از سنگهای اولترامافیک (به‌ویژه هارزبورژیت های سرپانتینی شده)، مافیک(گابرو)، دیوریت و سنگ‌آهک تشکیل و با مجموعه سنگهای فلیشی ائوسن درهم‌آمیخته است. سنگهای اولترامافیک این افیولیت از کانیهای اُلیوین و پیروکسن تشکیل شدهاند. واحدهای مافیک دارای همین کانی‌ها به همراه پلاژیوکلاز میباشند. نمودارهای تغییرات شیمیایی عناصر اصلی موجود در سنگهای اولترابازیک و بازیک افیولیت سیاهجنگل نشان میدهد که این واحدها محصول ذوب بخشی هستند تا تبلور تفریقی. همچنین نمودارهای تغییرات شیمیایی عناصر فرعی و کمیاب این سنگ‌ها نشان از مشابهت ژئوشیمیایی نمونهها با N-MORB دارد تا E-MORB. از سوی دیگر مطالعات نمودارهای تفکیک شیمیایی، نسبتهای عناصر کمیاب و تغییرات عناصر Zr,Nb,Y,Ta,U,Ti در مقابل Zr/Nb نشان از مشابهت نمونهها با N-MORB دارد. بررسی نمودارهای عناصر انتقالی در برابر La/Ce و نمودارهای تغییرات نسبتهای La/Ce ،La/Yb وN (La/Yb) در مقابل N(La/Sm) نشان میدهد که سرشت ژئوشیمیایی سنگهای مورد مطالعه نزدیک به N-MORB است. ویژگیهای سنگ‌شناسی و ژئوشیمیایی این افیولیت نشان میدهد که ماگمای سازنده آن دارای ماهیت تولئیتی و وابسته به مناطق سوپرسابداکشن است.
Petrology and geochemistry of Siahjangal ophiolite, northeastern Taftan volcano
Nikbakht, S. 1, Biabangard, H2. and Baghari, S.
1. Graduate Student, Department of Geology, Faculty of Science, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan
2. Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Science, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan
Abstract: Siahjangal ophiolite is located at the North and Northeastern part of Taftan volcano and in the Sistan Suture Zone(SSZ). This ophiolite (Upper Cretaceous) exposed in the Flysch rocks (Eocene). Harzburgite, Lherzolite, Serpentine, Spilite and Gabbro are major rocks in this ophiolite. Ultramafic units have Olivine, Orthopyroxene and Clinopyroxene minerals. Mafic unites have Clinopyroxene and Plagioclase. Ultramafic rocks have mainly granular and Gabbro rocks have ophitic, sub-ophitic and granular textures. Geochemical verities of major, minor and rare earth elements in the Siahjangal ophiolite revealed the ultrabasic and basic rocks has formed by partial melting than crystal differentiation. REE elements diagrams normalized to the Chondrite and MORB and comparing them with the normal and enriched MORBs, also chemical differentiation diagrams, the ratios of accessory elements and changes of Zr, Nb, Y, U, Ti elements against Zr / Nb ratio show the similarity to N-MORB. Transition elements diagrams (V, Co, Cr, Ni) in against to La / Ce ratio and the ratio of (La / Yb) N, La / Yb, La / Ce versus (La / Sm) N, show that these ratios comparison with N-MORB and E-MORB are enrichment and geochemical similarities of the samples have to N-MORB. Tectonomagmatic diagrams shows Siahjangal ophiolite has belonging to supra-subduction zone.
Keywords: Siahjangal ophiolite, Tholeiitic, Supra-subduction, Sistan suture zone, Taftan volcano.
17
[1] * نویسنده مرتبط: h.biabangard@science.usb.ac.ir
[2] 1Suprasubduction zone