دانلود با لینک مستقیم و پر سرعت .
بررسی های جدید زمین شناسی، ژئوکرونولوژی و ژئوشیمیایی افیولت های خوی و سازندهای مربوط به آن در شمال غرب ایران
خلاصه مطالب:
در این مقاله یک بررسی دقیق در زمینه زمین شناسی منطقه خوی (شمال غرب ایران) و افیولت های موجود در ان ارائه شده است همچنین نقشه زمین شناسی جدیدی از این منطقه به چاپ رسیده است. مهمترین نتیجه گیری حاصله اینست که در منطقه خوی یک کمپلکس افیولیتی وجود نداشته و دو کمپلکس افیولیتی موجود می باشد که عبارتند از:
1- افیولیت پلی متامورفیک قدیمی که از لحاظ تکتونیکی مربوط به یک کمپلکس فرورانشی دگرگونی است و قدیمی ترین آمفیبولهای دگرگونی آن با استفاده از روش 40kn-40Ar سن ظاهری ژوراسیک تحتانی را نشان داده و سن ماگمایی اولیه آن نیز قاعدتا بایستی قبل از ژوراسیک باشد.
2- افیولیت غیر دگرگونی جوانتر با سن کرتاسه فوقانی که توسط سری های ولکانوژنیک شبه فلیش با سن کرتاسه فوقانی پالئوسن تحتانی می شود. در بخش نتیجه گیری نیز توضیح مختصری در زمینه تکامل حوضه اقیانوسی خوی ارائه شده است.
متن اصلی:
مقدمه:
تکامل Tethyan (تتاین) در ایران و نواحی اطراف آن در ترکیه، عمان و بلوچستان بسیار پیچیده بوده و نتیجه گیری در این زمینه کار مشکلی است. بالاخص مطالعاتی که توسط sengor و همکاران (سنگور و ییلماز 1981) انجام شده است با نتایج حاصل از مطالعات که به صورت محلی انجام شده است قابل تطابق نمی باشد. به منظور کمک در جهت حل این پیچیدگیها در این مبحث نتایج کارهای صحرایی آزمایشگاهی مختلفی را که در منطقه خوی انجام شده است ارائه خواهیم نمود. (شکلهای 1 الی 3)
افیولیت های خوی در منطقه ای واقع در شمال غرب شهر خوی و به عبارتی در بخش شمال غربی استان آذربایجان ایران قرار گرفته و تا مرز ترکیه نیز کشیده شده است. (شکل 1).
هنوز اطلاعات دقیقی از زمین شناسی منطقه در دست نمی باشد کامیننی و مورتیمر (1975) (kamineni and Mortimer (1975)) یک توصیف کلی را در ارتباط با زمین شناسی منطقه خوی ارائه نموده اند که عمدتا شامل سنگهای دگرگونی و حضور شیست های درجه بالای دارای گلوکوفان می باشد. اطلاعات کاملتری توسط نقشه های سازمان زمین شناسی ایران (GIS) از شیست های خوی با مقیاس 000/250/1 (قرشی و ارشدی 1978)، خوی با مقیاس 000/100/1 (رادفر و همکاران 1993) و دیزج با مقیاس 000/100/1 (امینی و همکاران 1993) ارائه شده است. مولفین این نقشه ها (از جمله مرتضی خلعتبری یکی از مولفین این مقاله) متوجه کمپلکس افیولیتی خوی شده و براساس اطلاعات میکروپالئونتولوژی (حضور گلوبوترونکانا در لایه های آهک که به همراه گدازه های بالشی افیولیتها هستند) سن این افیولیتها را به کرتاسه فوقانی نسبت دادند.
اخیرا نیز حسنی پاک و قاضی (Ghazi) اولین گزارش پترولوژی و ژئوشیمی افیولیتهای خوی را ارائه نمودند. مولفین این مقاله مشخص نمودند که در سکانس ولکانیک افیولیتی، واحدهای بازالت بالشی تحتانی الگوهایی از REE را نشان می دهد که حد واسط پروفیلهای N-MORB, E-MORB است و واحدهای بازالت توده ای فوقانی نیز الگوهای REE نوع E-MORB را نشان می دهند. الگوهای REE گابروها و دیوریتها نشان می دهد که سری سنگ پوسته ای (crustal rock suit) حاصل از تبلور بخشی یک مذاب بازالت معمولی است و با 20-25% ذوب بخشی یک منشا لرزولیتی ساده ایجاد شده است. این مولفین در نتیجه گیری خود چنین عنوان کردند که افیولیت خوی معادل افیولیت های موجود در نواحی مرکزی ایران است (بعنوان مثال می توان به نائین، شهر بابک، سبزوار، چهل کوره Tchehel kureh و بند زیارت اشاره کرد) و در نتیجه بسته شدن شاخه باریکی از دریای مزوزوئیک در شمال غرب ایران بوجود آمده است که در گذشته خرده قاره ایران مرکزی را احاطه نموده است. در نهایت می توان چنین عنوان کرد که توصیف زمین شناسی منطقه خوی توسط مولفین فوق بسیار شماتیک بوده و معمولا هم نادرست است همچنین موقعیت نمونه های آنالیز شده مشخص نمی باشد.
شکل 1
توزیع نوارهای افیولیتی در ایران به اقتباس از امامی و همکاران (1993) و موقعیت منطقه خوی . اصلی ترین افیولیت های ایران عبارتند از: BZ= بندزیارت (یا کمپلکس کهنوج). KM: کرمانشاه: NA: نائین. NY: نیریز، SB: سبزوار، SHB: شهربابک، THL: تربت حیدریه، TK: چهل کوره
قاضی و همکاران (2001) وجود یک زون دگرگونی را دربخش تحتانی افیولیت، نشانه ای از یک گرادیان دمایی معکوس می دانند که از رخساره های آمفیبولیت تا شیت سبز در تغییر است. این مولفین با استفاده از روش 40Ar-39Ar سنین 6/158± 4/1 Maو Ma1/0± 154/9 را برای هورنبلند گابرو ها بدست آوردند و چنین نتیجه گرفتند که سنگهای پلوتونیک افیولیت خوی در طی ژوراسیک فوقانی تشکیل شده اند. آنها همچنین چهارسن 40Ar-39Ar را که در گستره Ma 110-104 می باشد برای هورنبلندهای موجود در زون دگرگونی تحتانی ارائه نمودند که نشاندهنده جایگزینی تکتونیکی کمپلکس افیولیتی آلبین میانی است. از آنجا که سنگ آهکهای پلاژیک به صورت بین لایه ای با گدازه های بالشی افیولیتی دیده شده و سن موجودات میکروسکوپی موجود در آن جوانتر هستند (آلبین فوقانی تا سنومانین تحتانی یعنی سنی حدود Ma 100) مولفین در توضیح اینکه چگونه گابروهای پلوتونیک و گدازه های بالشی ولکانیک در یک کمپلکس افیولیتی واحد، تفاوت سنی بیش از 50 میلیون سال را نشان می دهند و اینکه چگونه گدازه های بالشی می توانند جوانتر از بستر دگرگون شده باشند با مشکلاتی مواجه شده اند؟
ما در اینجا نتایج حاصل از مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی جدیدی را ارائه کرده ایم که منجر به تشخیص دو کمپلکس افیولیتی در منطقه خوی شده و بسیاری از این تناقضات را مرتفع می سازد: (اشکال 2 و 16)
1) یک کمپلکس متا افیولیتی که شامل قطعات تکتونیکی بزرگی است که در یک کمپلکس دگرگونی تحت عنوان کمپلکس دگرگونی شرقی قرار گرفته است. عقیده ما اینست که این کمپلکس دگرگونی از چندین صفحه با سنین متفاوت در طی مزوزوئیک و به صورت توده های انباشته روی هم تشکیل شده است و در کمپلکس فرورانش که در زیر حاشیه شمال غربی بلوک ایران مرکزی قرار دارد گسترده شده است. از دیدگاه ما این افیولیت ها بر جای مانده های لیتوسفر اقیانوسی نئوتیتس هستند که در طی زمان مزوزوئیک در حوضه اقیانوسی خوی بوجود آمده اند عمل فرورانش در طی تریاس میانی – فوقانی و پس از برخورد بلوک ایران مرکزی با اوراسیا اغاز گردیده و باعث انباشتگی لیتوسفر اقیانوسی تیتس شده است.
2) افیولیت غیر دگرگونی جوان با سن کرتاسه فوقانی که در بخش غربی منطقه مورد مطالعه قرار گرفته است و فاقد هیچگونه اثری از دگرگونی ناحیه ای است. گدازه ها هنوز پوسته شیشه ای خود را حفظ کرده اند و گابروهای لایه ای فاقد آمفیبول هستند و این مساله نشاندهنده بافتها و ساختهای ظریف و متعددی است که در انها وجود دارد.
شکل 2
نقشه ساده شده زمین شناسی منطقه خوی که واحدهای اصلی زمین شناسی توصیف شده در متن مقاله را نشان می دهد. خطوط زرد موقعیت مقاطع زمین شناسی را نشان می دهند (شکلهای 6-5 و 9-10-11) که در این مقاله ارائه شده اند.
شکل 3- نقشه عمومی منطقه خوی که توسط مرتضی خلعتبری، و جعفری و Thierry Juteau ارائه شده است. خط زرد AB نشان دهنده موقعیت عمومی مقطع زمین شناسی است.
ما فکر می کنیم که این افیولیت نشاندهنده آخرین فعالیت پشته اقیانوسی در حوضه خوی است. این پشته اقیانوسی فقط در محل شیار فرورانش فعال بوده و توسط سری های توربیدیتی و ولکانیک پر شده است و سپس در جهت شمال غرب و بر روی آنچه که ما به آن کمپلکس دگرگونی غربی می گوییم رانده شده است و این مساله نشاندهنده پلاتفرم قاره ای عربی و یا به احتمال قوی تر بخش جدا شده ای از آن می باشد. این افیولیت مانند سایر افیولیتهای شناخته شده غرب ایران ترکیه و عمان دارای سن کرتاسه فوقانی بوده و متعلق به حاشیه حلال افیولیتی عربی است(1971, Ricou).
2- توصیف زمین شناس منطقه خوی:
شکل 2 بطور شماتیک واحدهای زمین شناسی اصلی منطقه خوی را نشان می دهد. این واحدها بطور مشخص در امتداد NW-SE مرتب شده اند و در ادامه بحث از NE تا SW به ترتیب موارد زیر توضیح داده خواهد شد. 1) حاشیه جنوب غربی بلوک ایران مرکزی 2) کمپلکس دگرگونی شرقی که شامل قطعات در هم ریخته افیولیتهای دگرگونی است 3) واحد رسوبی توربیدیتی و ولکانیکی کرتاسه فوقانی 4) کمپلکس افیولیتی غیردگرگونی خوی با سن کرتاسه فوقانی 5) کمپلکس دگرگونی غربی.
2-1- حاشیه جنوب غربی بلوک ایران مرکزی
سازندهای این بلوک در سمت NNE شهر خوی و نزدیک روستاهای حیدرآباد و زاغه (zagheh) رخنمون دارند. این سازند ها طبق اظهارات استوکلین (1974 و 1968) متعلق به واحدهای مربوط به زون ایران مرکزی بوده و شامل سری های رسوبی دگرگون نشده پالئوزوئیک (کامبرین و پرمین) می باشند که توسط رسوبات الیگوسن – میوسن و نهشته های کواترنر پوشیده شده اند. شکل 4 یک مقطع شماتیک چینه شناسی را از این سازندها نشان می دهد.
واحد cbt: این واحد از التراسیون دولومیت های حاوی چرت و شیل و سنگ آهک های مجددا متبلور شده ایجاد شده و محتوی سیلتستون های صورتی رنگ می باشد. بندها و لایه های چرت در بخش تحتانی و فوقانی این واحد فراوان هستند و در نزدیکی روستای زاغه بسیار مشخص هستند (80-60 متر ضخامت) این واحد با سازند باروت در شمال غرب کوههای سلطانیه (شمال غرب زنجان) که توسط اشتوکلین و همکاران (1965) مشخص شده است قابل مقایسه است و تعیین سن انجام شده توسط این محققین و با استفاده از استروماتولیت ها، زمان اینفراکامبرین را نشان می دهد. اما در مطالعات انجام شده توسط ما هیچ اثری از موجودات مربوط به این زمان در منطقه خوی یافت نگردید.
واحد Cz: این واحد به خوبی در روستا و همچنین در دره زاغه و در هسته یک نیم تاقدیس رخنمون داشته و با ترکیب ماسه سنگهای آرکوزی و شیلهای ارغوانی – قهوه ای بر روی واحدهای قدیمی تر قرار گرفته است در بخش فوقانی این واحد ماسه سنگ فراوان است و تحقیقات ما نشان می دهد که با توجه به شباهتی که با سازند زاگون دارند احتمالا دارای سن کامبرین تحتانی می باشند.
واحد Cl: این واحد شامل ماسه سنگهای آرکوزی قرمز رنگی است که به مقدار بسیار کمی لایه هایی از سیلیستون و اسلیت های قرمز رنگ را در خود جای داده است. ماسه سنگها شامل لنزهای کنگلومرایی با ماتریکسی از رسهای قرمز رنگ هستند و دانه بندی خاص و ساختارهای لایه بندی متقاطعی را دارا می باشند. کوارتزیت های سفید و همچنین سنگهای با ترکیب کوارتزآرنایت هم در بخش فوقانی آن گسترش دارند. این واحد با سازند معروف لالون با سن کامبرین تحتانی قابل مقایسه است که در نزدیکی روستاهای فشم و زاگون در شمال تهران (AssereHo,1968) و همچنین در بسیاری از مناطق ایران مرکزی (Stocklin,1968) قرار دارند.
شکل 4- نقشه شماتیک زمین شناسی در امتداد واحدهای زون ایران مرکزی که در منطقه مورد مطالعه، در شمال خوی رخنمون دارند.
واحد cm: این واحد نیز در زاغه رخنمون دارد و شامل لایه های چرتی ضخیم و دولومیت های محتوی شیل است که به خوبی در این منطقه چین خورده اند. این واحد با سازند میلا با سن کامبرین فوقانی – اردویسین تحتانی قابل تطبیق است که در کوه میلا نزدیک دامغان قرار دارد (stocklin etal, 1964) و به خوبی توسط تریلوبیت ها، براکیوپودها و مرجانها تعیین سن شده است البته ما موفق نشدیم که موجودات با این سنین را در این منطقه پیدا کنیم.
واحد pd: این واحد فرسایشی به صورت یک ناپیوستگی بر روی سازند قبلی قرار گرفته است و شامل ماسه سنگهای قرمز، کوارتزیت و سلیستون می باشد و در بخشهای فوقانی به لایه های کنگلومرایی ضخیم و لایه های شیلی می رسد. این واحد که فسیلی در آن یافت نمی شود با سازند درود با سن پرمین تحتانی در روستای درود در شمال تهران قابل مقایسه است (AssereHo,1963)
واحد pr: این واحد گسترش زیادی در شمال زاغه دارد و شامل سنگ آهک و سنگ آهکهای دولومیتی توده ای و ضخیم می باشد. این واحد بر روی واحد کنگلومرایی پلیوسن – کواترنری رانده شده و توسط واحد سنگ آهک حاوی اوربیتولین با سن کرتاسه نیز رورانده شده است. همچنین این واحد با سازند روته در پرمین فوقانی قابل مقایسه است که توسط (AssereHo,1963) در دره جیرود (البرز مرکزی) تشخیص داده شده است. بررسی های انجام شده نشان داد که در این واحد فسیلهای زیر وجود دارد (نقشه زمین شناسی چهارگوش خوی با مقیاس 000/100/1 توسط رادفر و همکاران 1993). Hemigordius sp., Agathamina sp., Glomospira sp., Staffella sp., Schubertella sp., Frondina sp., Vermiporella sp., Fusulinidae.
واحد Js : این واحد در نزدیکی زاغه رخنمون دارد و شامل شیلها و ماسه سنگهای محتوی زغال می باشد. که فاقد فسیل بوده و متحمل دگرگونی نیز نشده اند. این واحد با تمامی واحدهای مجاور خود دارای تماس تکتونیکی می باشد و در گذشته بر روی نقشه های GIS به پرکامبرین نسبت داده می شد و آنرا معادل سازند کهر در نظر می گرفتند. بنابراین (و به احتمال زیاد بدلیل حضور زغال) این واحد می تواند با ماسه سنگهای ژوراسیک تحتانی و شیلهای سازند شمشک قابل مقایسه باشد که توسط (AssereHo,1966) در البرز مرکزی توصیف شده اند.
واحد K1: این واحد یک توده ماسه سنگی ضخیم با سن کرتاسه تحتانی است که در بخش شمال شرق منطقه رخنمون دارد. این واحد بر روی بخش pr (سازند روته) رانده شده و به صورت غیردگرشیب توسط واحد om1 پوشیده شده است. فسیلهای زیر نیز در این واحد مشاهده شده اند:
Orbitolina lenticularis, Orbitolina sp. Lithocodium, Aggregatum Elliotte, Acicularia sp.,
این فسیلها سن آپسین – آلبین را نشان می دهند (کرتاسه تحتانی) این سنگ آهکهای اوربیتولینادار (تحت عناوین مختلفی) در بسیاری از نواحی ایران مرکزی وجود دارند و احتمالا در یک حوضه کم عمق قاره ای وسیع رسوب کرده اند.
واحد om1: این واحد ها بطور گسترده در شمال خوی ظاهر می شوند و عمدتا شامل سنگهای آهکی و مارن هستند. بخش تحتانی این واحد شامل کنگلومراهای بد آرایش یافته ای هستند (واحد omc) که ضخامت متغیری دارند (از چند متر تا 30 متر) در ایران مرکزی نخستین لایه های آهکی این واحد (تحت عنوان سازند قم) دارای سن الیگوسن هستند اما در منطقه خوی دارای سن میوسن بوده و با وجود میکروفسیلهای زیر شناخته می شوند.
Miogypsinoides sp., Miogipsina sp., Rotalia cf. vienneti.
مرجانها و سفالوپودها نیز در این سنگهای آهکی که مرتفع ترین کوههای شمال شرق منطقه را شامل می شوند. دیده می شوند.
واحد pl-Q: این واحد کنگلومرایی و ماسه سنگی که سن پلیوسن – کواترنر دارند منطقه وسیعی را در شمال منطقه مورد مطالعه تحت پوشش قرار می دهند. این واحدها به شدت چین خورده و به صورت یک ناپیوستگی بر روی واحد om1 قرار گرفته اند.
بطور خلاصه می توان گفت که واحدهای پالئوزوئیک این سازندها یک توالی چینه شناسی کلاسیکی را از ایران در گندوانا و در زمان قبل از جدایش آن از مناطق عربی و افریقایی نشان می دهد که با نهشته های سپرپلاتفرمی پایدار مشخص می شوند. سازندهای باروت، زاگون، لالون و میلا باسن پالئوزوئیک که به خوبی در زاگرس، زاگرس مرتفع، البرز و ایران مرکزی قابل رویت هستند، در منطقه خوی نیز به راحتی قابل تشخیصند. این سازندها در بسیاری از نواحی فوق با یک وقفه رسوبی طولانی و به صورت ناپیوسته توسط ماسه سنگهای درود با سن پرمین و سپس سنگ آهکهای روته پوشیده می شوند. واحدهای درون قاره ای (epicontinental) مزوزوئیک و سنوزوئیک به شدت ناپیوسته هستند بطوریکه فقط نهشته های دریایی ژوراسیک تحتانی، کرتاسه تحتانی و میوسن شناخته شده بوده و احتمالا بدلیل ظهور و سپس تخریب انها از یکدیگر جدا گشته اند.
2-2- کمپلکس دگرگونی بخش شرقی:
سازند بعدی که در قسمت جنوب غربی قرار دارد یک کمپلکس دگرگونی است که درست در شمال شهر خوی قرار داشته و دارای روند شمال غرب – جنوب شرق می باشد. در حاشیه شمال شرقی، این کمپلکس با حاشیه بلوک ایران مرکزی تماس تکتونیکی داشته و در جهت جنوب غربی بر روی ان رانده شده است. در حاشیه جنوب غربی آن، سنگهای دگرگونی بر روی توربیدیت ها و سری های رسوبی – آتشفشانی رانده شده اند که در سمت جنوب غربی آن رخنمون دارند. این زون دگرگون شده بخشهای تکتونیکی گسترده ای از افیولیت های دگرگون شده است که عمدتا شامل پریدوتیت های سرپنتینی شده با متا گابروهای همراه آنها هستند.
از دیدگاه ساختاری این سنگها با چین خوردگی ایزوکلینال و توسعه زونهای برشی با مقیاس های متفاوت مشخص می شوند که عمدتا نیز در جهت شمال غرب – جنوب شرق قرار گرفته اند. فولیاسیون اصلی (s1) به خودی خود چین خورده است و یک نولیاسیون ثانویه (s2) و همچنین بصورت محلی یک فولیاسیون نوع s3 ایجاد کرده است.
2-2-1- واحدهای دگرگونی:
علاوه بر متاافیولیت ها ما چهار واحد را نیز در سریهای دگرگونی مشخص کرده و به صورت نقشه در آوردیم. این واحد ها عبارتند از m1 تا m4 که بطور مشخص به ترتیب از شرق تا غرب گسترده شده اند. (شکلهای 3 و 5).
واحد m1: این واحد از التراسیون گنایس، میکاشیت و آمفیبولیت های دانه ریز تشکیل شده است که در جهت فوقانی خود به متاکوارتزیت، مرمر و گنایس می رسد. در نزدیکی روستای حیدرآباد فولیاسیونهای دارای روند شرقی – غربی، مسطح بوده و دارای لینیاسیونهای شمالی – جنوبی هستند.
واحد m2 : واحد اصلی دگرگون شده در منطقه خوی است و عمدتا شامل آمفیبولیتهای دانه ریز و آمفیبول شیست های دارای میان لایه های میکاشیت، متاکوارتزیت و کالک شیت هستند. بسیاری از دایکها، سیلها و توده های نفوذی کوچکی که به آمفیبولیت تبدیل شده اند به داخل این سنگها نفوذ کرده اند. این واحد چین های ایزوکلینال فشرده ای را نشان می دهد که عمدتا دارای شواهدی از آناتکسی های اولیه (پلیت یک، شکل 4) و سه مرحله متناوب تغییر شکل هستند که با فولیاسیونهای s1، s2 و به طور محلی s3 مشخص می شوند (پلیت 1 و شکل 5). زونهای برشی که در جهت شمال غرب – جنوب شرق جهت یافته شده اند، در این واحد بسیار فراوانند (پلیت 1 و شکل 6).
شکل 5- مقطع شماتیک زمین شناسی در امتداد چهار واحد دگرگونی کمپلکس دگرگونی شرقی در منطقه مورد مطالعه. جهت مشاهده موقعیت این مقطع به شکل 2 مراجعه نمایید.
واحد m3: این واحد عمدتا شامل متاسدیمنت هایی است که شیست های سبز و کالک شیت ها را دربر گرفته اند و گاهی نیز لایه های مرمر توده ای را در خود جای داده اند.
واحد m4: این واحد عمدتا از سنگهای آتشفشانی دگرگونی (متابازالت ها و متاآندزیت ها) تشکیل شده است. متاریولیت های دارای فابریک گنایسی در شمال روستای Dashpasak مشاهده شده اند. در روستای دیزج، سنگهای متاولکانیک، انکلوزیونهای گابرویی زاویه دار متعددی را دارا هستند (که اندازه آنها در حدود سی متر است) دایکهای دیابازی منفرد متعددی که به آمفیبولیت تبدیل شده و از لحاظ تکتونیکی نیز دگر شکل شده اند در داخل این سنگها نفوذ کرده اند.
2-2-2- بخشهای تکتونیکی متا افیولیتی:
قطعات تکتونیکی بزرگی از سنگهای مافیک و الترامافیک دگرگون شده در بخش میانی کمپلکس دگرگونی بخش شرقی ظاهر شده و کنتاکت های تکتونیکی منظمی را با تنوعی از واحدهای دگرگونی نشان می دهند (شکل 6). با وجود تکتونیزه بودن شدید، این سنگها شامل یک مجموعه متاافیولیتی تفکیک یافته ای هستند که شامل متاتکتونیت ها (لرزولیت، هارزبورگیت)، متاکوموله ها (دونیت، متاگابروهای نواری و هورنبلندیت) و انواع مختلفی از آمفیبولیتهای دانه ریز و متاآنکارامیت ها می باشند (شکل 7).
واحد ut: این واحد ها اصلی ترین بخشهای تکتونیکی سنگهای الترامافیک هستند که شامل تکتونیک های لرزولیتی و هارزبورگیتی بوده و تغییر شکلهای ویژه ای را در گوشته نشان می دهند که با بلورهای ارتوپیروکسن مسطح و کشیده ای در بخشهای رخنمون یافته مشخص شده اند (پلیت 1 و شکل 1) در زیر میکروسکوپ این سنگها دارای یک بافت پورفیروکلاستیک ویژه با ارتوپیروکسن ها و کلینو – پیروکسن های تغییر شکل یافته و کشیده هستند که در زمینه ای از الیوین هایی قرار گرفته اند که با زاویه 120 درجه همدیگر را قطع می کنند. کرومیت نیز در مقادیر جزئی و به صورت پورفیروکلاست های تغییر شکل یافته و یا به صورت دانه های گرانولار و پراکنده در ماتریکس دیده می شوند. در برخی قسمتها مجموعه های دونیتی کوچکی مشاهده شد که از الیوین های دانه ریز و دگرشکل نشده ای تشکیل شده اند که در تکتونیت ها نفوذ کرده و با لنزهای کوچک لایه ای شکل کرومیتیت همراه هستند. این مجموعه های دونیتی و کرومیت های همراه آن احتمالا نشاندهنده بر جای مانده هایی از کانالهای ذوب بخشی اولیه هستند که در زمان توسعه اقیانوسی در پریدوتیت ها گسترده شده اند. دایکهای پیروکسینتی پگماتیتی دانه درشتی نیز در این پریدوتیت ها مشاهده شده اند در بسیاری از بخشها، تکتونیت های الترامافیک توسط مقادیر زیاد و گسترده ای از سیلها، دایکها و یا توده های نفوذی کوچکی از متاگابروها قطع شده اند (پلیت 1، شکل 2). در نقشه زمین شناسی این توده ها بصورت ma نمایش داده شده اند (شکل 3). بسیاری از انها آمفیبولیت های لایه ای هستند که سیلهای قدیمی گابروهای لایه ای بوده (پلیت 1، شکل 3) و شامل لایه های دونیتی و انورتوزیتی می باشند. سایر این توده ها نیز آمفیبولیت های توده ای هستند که به گابروهای ایزوتروپ اولیه مربوط می شوند. این سنگها عمدتا در امتداد زونهای برشی شکل پذیر متحمل تغییر شکل و برش شده اند و با ساخت ها و بافتهای پورفیروکلاستیک و میلونیتی به همراه پورفیروکلاست های چرخیده پیروکسن مشخص می شوند که در زمینه دانه ریز تجدید تبلور یافته قرار دارند.
پلیت 1
کمپلکس دگرگونی شرقی و متا افیولیتهای همراه آن. 1- رخنمونی از متاهارزبورگیت ورقه ای با فولیاسیون اصلی (L1 ( که با دانه های کرومیت (CR) و بلورهای طویل ارتوپیروکسن (OPX) مشخص می شوند. این عکس مربوط به جنوب Ajidgah است. 2- مجموعه نفوذی متاگابرویی (MG) در متالرزولیت سرپانتینی شده (SL) که در امتداد جاده زمینی Aqbash رخنمون دارد. 3- متاگابروی لایه ای که در شمال Aqbash با آمفیبولهای دگرگونی فراوانی ریکریستالیزه شده است. 4- آمفیبولیت های چین خورده واحد m2 که در شمال Aqbash و شمال خوی شواهدی از آناتکسی اولیه را نشان می دهند. 5- سرپنتینیت های شیستی اپی متامورفیک و چین خورده در شمال Kord kandi که فولیاسیونهای s2/s3 در آن به خوبی قابل مشاهده است. 6- شیر زونهای میکاشیت های واحد m2 در شمال Aqbash.
واحد mc: این واحد در شمال روستای Aqbash و همچنین در نزدیکی روستای هدار Hodar قابل رویت است. این واحد شامل کوموله های الترامافیک اولیه ای (عمدتا دونیت، ورلیت، لرزولیت و هارزبورگیت) است که در زیر میکروسکوپ بافت تجمعی را به خوبی نشان داده و تنها دارای تغییر شکلهای شکل پذیر ضعیفی می باشد. در برخی قسمتها، لایه های نازک کرمیت دیده می شود و بیانگر یک لایه بندی ماگمایی اولیه ای در این سنگها است که به شدت سرپنتینه شده و خردشده هستند (ساختارهای شبه ماهی در رخنمون ها) رگه ها و لنزهای آمفیبولیتی کوچکی نیز هستند که نشاندهنده رگه های گابرویی قدیمی هستند. آمفیبولهای دگرگونی در این کوموله های الترامافیک توسعه یافته اند.
بطور خلاصه می توان گفت که این بخشهای متاافیولیتی شامل برجای مانده هایی از یک سری برجای مانده گوشته هستند که با تغییر شکلهای پلاستیک دما بالا و سکانس پوسته ای پلوتونیک با بافتهای تجمعی شناخته شده ای مشخص می شوند. بخشهای مهمی از آمفیبولیت های دانه ریز m2 ممکن است نشان دهنده یک سری نفوذی ولکانیکی باشند (شکل 7).
2-2-3- تعیین سن کمپلکس دگرگونی بخش شرقی به روش 40k/40Ar : واحد دگرگونی و بخشهای متاافیولیتی همراه آن.
کانیهای آمفیبول، مسکویت، بیوتیت و فلدسپار به روش 40k/40Ar در آزمایشگاه Brest جدا گردیده و تعیین سن شدند. موقعیت نمونه های تعیین سن شده در شکل 13 و کدهای مربوط به آنها در اولین ستون جدول 1 ارائه شده است. همانگونه که در جدول یک آمده است آمفیبولها، بیوتیت ها و مسکویت های موجود در این محیط، رنج گسترده ای از سنین ظاهری را نشان می دهند که بیانگر یک سرگذشت طولانی و چند فازی دگرگونی هستند. این سنین نشان دهنده زمانی هستند که کانیهای مختلف به درجه حرارت بسته شدن (Closure tempera ture) مخصوص خود رسیده اند.
(villa 1998) . همچنین از تعیین سن های انجام شده می توان مطالب زیر را استنتاج نمود:
الف) سنین آمفیبول های مجزای از هم که مربوط به آمفیبولیت های متفاوتی از کمپلکس دگرگونی (189 – 102 میلیون سال) و کمپلکس متاافیولیتی (195 – 112 میلیون سال در هورنبلندیت ها و متاگابروها) و مربوط به یک زمان مشابه هستند. این مطلب موید آنست که هر دو کمپلکس با یکدیگر تکامل یافته و دارای سن ژوراسیک تحتانی تا کرتاسه فوقانی هستند. سن آمفیبول قابل قبول به نظر می رسد زیرا مقدار K2O آن که توسط روش طیف سنجی جذب اتمی (AAS) محاسبه شده است بسیار نزدیک به آن مقداری است که توسط مایکروپروب الکترونی (MP) بدست آمده است. (جدول 1).
شکل 6- مقاطع زمین شناسی در امتداد متاافیولیت ها و سنگهای دگرگونی اطراف آن در کمپلکس دگرگونی شرقی. جهت مشاهده موقعیت این مقاطع به شکل 2 مراجعه شود.
ب) سنین میکاهای جدا شده (مسکویت و بیوتیت) از گنایس ها، میکاشیت ها و پگماتیت های متفاوت کمپلکس های دگرگونی، رنج وسیعی از زمان را شامل می شود که از 8/181 تا 4/69 میلیون سال در تغییر است. مقدار K2O در مجموعه ای از بلورهای میکای جدای از هم که با روش AAS محاسبه شده است تا حدودی کمتر از آن مقداری است که به روش MP بدست آمده است و این مساله باعث استنتاج های احتمالی تعیین سن این کانیها می شود که البته این امر به دلیل حضور فازهای فقیر از K2O (عمدتا کوارتز) در کانی ها می باشد. در ارتباط با این مورد ویژه (آلودگی کوارتز)، خطاهای مربوط به سن محاسبه شده کم بوده و قابل صرف نظر کردن است.
ج) در دو نمونه ای که هر دو فاز فلدسپات و آمفیبول قابل جدا شدن هستند، سنین ایزوتوپی فلدسپات با سنین حاصل از امفیبولها ناسازگار (discordant) است. در نمونه شماره 11 که یک متاگابرو از واحد متاافیولیتی است آمفیبول سن 9/154 میلیون سال و پلاژیدکلازسن 4/108 میلیون سال را نشان می دهد (برای 45/0 % = K2O) در نمونه شماره 18 که یک آمفیبولیت از واحد m2 است، آمفیبول دارای سن 3/189 میلیون سال (بطور متوسط) و پلاژیوکلاز 9/106 میلیون سال می باشند. در ارتباط با مورد دوم باید گفت که مقدار K2O پلاژیوکلاز که به روش AAS محاسبه شده است (06/1%) بیش از ده برابر آن چیزی است که توسط مایکروپروب بدست آمده است (1/0%). این مطلب بدین معناست که پلاژیوکلازهای تفکیک شده یا توسط بخشهای آمفیبولی (که غنی شدگی بیشتری از K2O دارند) آلوده شده اند و یا به احتمال قویتر به سرسیت دگرسان شده اند (آنالیز آنها با استفاده از مایکروپروب انجام نشده است.)
بر اساس تعیین سن های انجام شده بر روی آمفیبولها و میکاها چهار گروه از حوادث ژئوکرونولوژیکی قابل تشخیص است.
1) گروه ژوراسیک تحتانی (195 – 181 میلیون سال). قدیمی ترین سن ظاهری مربوط به دو گروه از سنگها می باشد: الف) در متاگابروهای پگماتیتی غنی از آمفیبول حاصل از تجمعات متاافیولیتی (شکل 13). در این متاگابروها که یک تغییر شکل شکل پذیر ویژه ای را نشان می دهند، بلوکهای کوچک محلی (سایت 12، شکل 13) از گابروهای نسبتا تغییر شکل یافته با سن متوسط ظاهری ژوراسیک تحتانی دیده می شوند.
(8/194 ± 1/10 میلیون سال) این سنین نشان می دهند که سن سردشدن اولیه این گابروها تا حدودی بیشتر بوده و احتمالا مربوط به تریاس بالایی است . ب) در آمفیبولیت های دانه ریز که در بخش تحتانی (m1) مجموعه دگرگونی رخنمون داشته و دارای سنی مابین 3/196 – 7/10 میلیون سال و 3/182 – 3/4 میلیون سال می باشند. رگه های پگماتیتی کوارتز – فلدسپات که این آمفیبولیت ها را قطع می کنند دارای سن ظاهری 8/181 – 2/4 میلیون سال هستند.
شکل 7- مدل بازسازی شده و تجربی افیولیت ها در قطعات افیولیتی به شدت متحول شده در کمپلکس دگرگونی شرقی.
2) مجموعه ژوراسیک میانی (160 – 155 میلیون سال) دومین دسته از سنین ظاهری در رخساره های دگرگونی زیر قابل تشخیص هستند:
الف) در آمفیبولهای متاگابروها و ارتوآمفیبولیتهای حاصل از کمپلکس متاافیولیتی که دارای سن 8/160 – 7/12 و 7/160 – 9/12 میلیون سال (در شمال روستای آق باش) و 9/11 ± 6/155 میلیون سال (شرق روستای Agidgah) هستند. در زیر میکروسکوپ، آمفیبولهای مجددا تبلور یافته محتوی برجای مانده های پیروکسن و پلاژیوکلازهای مجددا تبلور یافته که دارای اتصالات سه گانه زیادی هستند قابل رویت می باشند که این امر نشاندهنده عملکرد تغییر شکلهای شکل پذیر در زونهای گسله برشی است. (Passchier and Trouw,1995).
ب) در مجموعه دگرگونی (m1) و در مسکویت های موجود در گنایس های روستای حیدرآباد (7/3 ± 5/160 میلیون سال) و آمفیبولهای موجود در آمفیبولیت های روستای Gheh yashar (5/11 ± 0/151 میلیون سال). همچنین میکاشیت های با درجه تبلور بالا دارای هر دو نوع مسکویت و بیوتیت با سن ظاهری 4/3± 3/146 میلیون سال می باشند.
3) مجموعه کرتاسه تحتانی. دسته سوم از تعیین سن ایزوتوپی در کمپلکس دگرگونی (m2,m1) و در گابروهای متاافیولیتی دیده شده اند که سنین زیر برای آنها محاسبه شده است الف) دو تعیین سن مربوط به آمفیبولهای مربوط به آمفیبولیت های دانه ریز تجدید تبلور یافته (شمال روستای Gheh yashar) با سن 2/6± 2/121 میلیون سال و سن 4/5 ± 1/102 میلیون سال مربوط به آمفیبولیت های روستای Ajidgah. ب) تعیین سن حاصل از آمفیبولهای گابروهای متاافیولیتی با سن 0/6 ± 5/116 میلیون سال (شمال Ajidgah) و 6/8± 9/112 میلیون سال (غرب راوند Ravand) . این دگرگونیهای مربوط به کرتاسه تحتانی با زونهای برشی شکل پذیر ضخیمی همراه است که در جهت NW-SE تا NS جهت یافته شده و کمپلکس های دگرگونی . متا افیولیت هایی را که دارای شواهدی از ذوب بخشی اولیه هستند تحت تاثیر قرار داده است.
جدول 1- تعیین سن جدید به روش 40k/40Ar در منطقه خوی.
ادامه جدول 1
4) مجموعه کرتاسه فوقانی: مسکویت های موجود در میکاشیت های Ajidagh دارای سن 2/1± 2/81 میلیون سال هستند. این مسکویت ها از میکاشیت های شمال دیزج که دارای سن 6/1 ± 4/69 میلیون سال هستند (مائستریشتین) جدایش یافته اند. این سن کم احتمالا مربوط به عنصر تکتونیکی است که باعث تغییر شکل محلی S3 شده است.
در نزدیکی روستای Qorol-Ajai یک توده نفوذی گرانیت گنایسی سنگهای دگرگونی را قطع کرده و در جهت شمال منطقه مورد مطالعه توسعه یافته است. بسیاری از دایکها در رگه های محتوی کوارتز – فلدسپات احتمالا در ارتباط با این توده گرانیتی بوده و سنگهای دگرگونی را قطع می کنند. مسکویتهای پگماتیتی جدایش یافته از رگه های گرانیتی در منطقه Ajidgah دارای سن 8/105 میلیون سال و مسکویت های دانه درشت سایر دایکهای گرانیتی در نزدیکی منطقه Qorol-Ajai دارای سن 8/1 ± 3/75 میلیون سال و مسکویت ها و بیوتیت های جدایش یافته از گنایس های گرانیتی Qorol-Ajai سن 6/1± 5/67 میلیون سال را نشان می دهند.
در نهایت اینکه آمفیبولهای دانه ریز حاصل از گابروهای کمی تغییر شکل یافته و غیردگرگون شده نفوذی در متا افیولیت ها مربوط به کرتاسه فوقانی و دارای سن 6/4± 2/80 میلیون سال هستند.
2-3- واحد توربیدیتی سوپرا – افیولیتی و ولکانیکی – رسوبی:
این واحد غیردگرگونی در امتداد یک نوار وسیع رخنمون یافته و در جهت جنوب غرب کمپلکس دگرگونی بخش شرقی گسترده شده است. تماس بین این دو واحد تکتونیکی بوده و با راندگی واحدهای متا افیولیتی یا سایر واحدهای دگرگونی بر روی تورییدیت ها در بخش شمالی مشخص می شود. در حاشیه شمال غربی، این واحد بطور ناپیوسته بر روی پیلولاواهای مربوط به افیولیت های کرتاسه فوقانی منطقه خوی قرار گرفته اند . ما در این بخش چهار عضو را مشخص نمودیم (شکل 8) که از پایین به بالا عبارتند از: 1) تورییدیت ها و برش های شبه رسوبی همراه آنها 2) برش های ولکانیکی اپی کلاستیک و پیلولاواها 3) برش های ولکانیکی آنکارامیتی 4) عضو رسوبی – ولکانیکی فوقانی. سن این واحد به خوبی با استفاده از داده های بیواستراتیگرافی مشخص شده است. بسیاری لایه های محتوی چرت و سنگ آهکهای قرمز – صورتی دارای میکرو فسیلهایی با سن کرتاسه فوقانی – پالئوسن تحتانی هستند. سنگ آهکهای عضو (1) تا (2) دارای میکروفسیلهای با سن سانتونین تا کامپانین و عضو (3) محتوی میکروفسیلهای کامپانین تا مائستریشیتن و عضو (4) نیز دارای فسیلهایی می باشد که سن آنها از کامپانین – مائی تریشیتن تا پالئوسن تحتانی در تغییر است.
شکل 8- لاگ شماتیک چینه شناسی از واحد اتشفشانی و رسوبی سوپرا افیولیتی که با یک ناپیوستگی بر روی افیولیت های کرتاسه فوقانی منطقه خوی قرار گرفته است.
2-3-1- توربیدیت ها
واحد توربیدیتی اصلی هستند که بعنوان مثال به خوبی در دره Badalan – Hesar در نزدیکی منطقه آبشار (شکل 2، پلیت 2)، نزدیکی روستای Rezel Arol یا در مجاورت روستای Kordkandi (پلیت 2، شکل 1) رخنمون دارند. بیشتر این سازند از لایه های دسی متری ماسه های رسوبی و ولکانیکی با لایه بندی مشخص و دانه ریز و همچنین رسهایی تشکیل شده است که شامل سنگ آهک های نازک لایه و میان لایه های شیلی سیاه رنگ هستند. لنزهایی از برش های دانه درشت که محتوی خرده ها و پبل های آهکی هستند نیز عمدتا با توربیدیت های دانه ریز بصورت بین لایه ای دیده می شود (پلیت 2، شکل 3). در دره Hesar، بلوکهای قرمز لغزشی و لایه های آهک عمودی دیده می شود که دارای صدها متر طول بوده و با برش های ولکانیکی / رسوبی همراه هستند (پلیت 2، شکلهای 6-4). در بسیاری از مناطق نیز ساختمان های ریزشی توسعه زیادی دارند. این سنگ آهک های نا بر جا دارای میکروفسیلهایی با سن سانتونین – کامپانین بوده (در یک نمونه سن کامپانین – مائستریشتین را نشان می دهند) و دارای فسیلهای زیر می باشند:
فرمت این مقاله به صورت Word و با قابلیت ویرایش میباشد
تعداد صفحات این مقاله 36 صفحه
پس از پرداخت ، میتوانید مقاله را به صورت انلاین دانلود کنید
