پترولوژی و تکتونیک دایکهای دیابازی پست-کرتاسه در کوههای مورو

مقدمه :

کوههای مورو با وسعت حدود ۱۰۴ کیلومتر مربع در نقشه­ی زمین­شناسی ۱:۱۰۰۰۰۰ تبریز واقع گردیده و دارای پیچیدگیهای چینه­شناسی و تکتونیکی منحصر به فردی است. این منطقه بر اساس زون­بندیهای زمین­ساختی در زون البرز- آذربایجان (نبوی، ۱۳۵۵) و سلطانیه- میشو (افتخارنژاد، ۱۳۵۹) واقع گردیده و واحدهای مختلف سنگی- چینه­ای از پرکامبرین تا عهد حاضر با نبودهایی از رسوبات اردویسین تا پرمین و کرتاسه­ی فوقانی در آن قابل تعقیب است (شکل ۱). در مورد سازندهای آذرین کوههای مورو باید اذعان داشت که علاوه بر دایکهای مورد بررسی در این مقاله، توده­های نفوذی (سینیتی و گابرویی) نیز در جنوب­شرق این منطقه رخنمون دارند. این توده­ها توسط رسوبات پرمین (درود) به صورت ناپیوستگی آذرین پی ­پوشیده شده و انواع بازیک این توده­ها که قدیمی­تر از انواع اسید هستند، رسوبات سازند سلطانیه را تا حد شیست سبز دگرگون کرده­اند. بنابراین تشکیل آنها به بعد از اینفراکامبرین و قبل از پرمین نسبت داده شده است. مهمترین رخنمون دایکهای دیابازی در کوههای مورو، در شمال­شرق کارخانه­ی سیمان صوفیان، غرب و جنوب­غرب روستای زین­آباد و شمال کارخانه­ی گچ گروس قرار دارد. از آنجائیکه دایکهای شمال و شمال­شرق کارخانه­ی سیمان صوفیان رخنمون زیادتری داشته و از طرفی برای مدتی بعنوان پوزولان برای این کارخانه مورد استفاده قرار گرفته، لذا مطالعات، بیشتر بر روی این دایکها متمرکز شده است. لازم به ذکر است که دایکهای مزبور در تشکیلات مختلف منطقه نفوذ کرده­اند­ با این وجود، جوانترین سنگهایی که در داخل آنها مشاهده می­شوند سنگهای آهکی اربیتولین­دار (کرتاسه زیرین) است بنابراین سنی جوانتر از کرتاسه دارند و با توجه به اینکه قطعات آنها در داخل رسوبات میوسن مشاهده می­شود احتمالاً قدیمی­تر از میوسن می­باشند. هدف این مقاله بررسی سنگ­شناسی و ژئوشیمی دایکهای دیابازی و ارتباط یا عدم ارتباط آنها با گسل خوردگیها و به عبارت بهتر تکتونیک منطقه است.

◊◊◊◊◊◊◊

بحث :

پتروگرافی

در این مطالعه از سنگهای ذیل مطالعات پتروگرافی به عمل آمد: ۱- سنگهای آهکی در برگیرنده­ی دایک دیابازی و انکلاوهای آهکی درون دیاباز؛ ۲- سنگهای دیابازی (میکرو گابرو) دایکهای فرعی؛ ۳- سنگهای دیابازی (میکرو دیوریت) حاشیه­های دایک اصلی؛ ۴- سنگهای دیابازی (میکرو گابرو) قسمتهای درونی دایک اصلی. از نظر پتروگرافی دایکهایی که در سازند کهر نفوذ کرده­اند با دایکهای موجود در آهکهای کرتاسه تفاوت دارند. بدین صورت که دایکهای موجود در تشکیلات کهر، دانه درشت و در حد دیوریت و گابرو می­باشند در حالیکه دایکهای موجود در آهکها دانه­ریز تا متوسط بوده و تشکیل میکروگابرو را داده­اند.

سنگهای دربرگیرنده­ی دایکهای دیابازی که در نمونه­های دستی به رنگ خاکستری روشن هستند، از نوع سنگهای آهکی خالص می­باشند. در محل کنتاکت، سنگهای آهکی به دلایل تکتونیکی (یعنی تزریق دایکها در محل گسل خوردگیهای قبلی) خردشدگی نشان می­دهند. محل خردشدگی توسط کلسیت و در بعضی موارد توسط اکسید آهن پر شده است. مقاطع مطالعه شده­ از این سنگها نشان می­دهد که آنها عمدتاً از کلسیت تشکیل شده­اند. اکثر بلورهای کلسیت دارای ماکل پلی­سنتتیک بوده و دارای بافت موزائیکی می­باشند. سنگهای آهکی بلافصل دیاباز فاقد کانیهای دگرگونی بوده، اما اثرات دایک به صورت برشی شدن آهک و همین طور تبلور مجدد سنگ آهک مشاهده می­شود. علت نبود دگرگونی مشخص می­تواند مربوط به خشک بودن ماگمای سازنده­ی دیاباز و یا کم حرارت بودن آن در نتیجه­ی آبدار بودن سنگهای دربرگیرنده باشد.

از نظر پتروگرافی دیابازهای دایکهای فرعی تفاوت چندانی با همدیگر نداشته و در نمونه­های دستی به رنگ خاکستری متمایل به سبز می­باشند. شدت آلتراسیون روی این سنگها به اندازه­ی دایکهای اصلی نیست. بافت میکروسکوپی سنگ عموماً گرانولار هم بعد و غیرهم بعد می­باشد. کانیهای تشکیل دهنده­ی دایکهای فرعی شامل پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آلکالی فلدسپات، کوارتز، اپک اولیه، کلریت، سرزیت، کلسیت، زئولیت و کانیهای رسی و اپک ثانویه می­باشد. پلاژیکلازها دارای ماکل آلبیتی ماکل صلیبی نیز در پلاژیوکلازها مشاهده می­گردد می باشند. ساختمان زونه در پلاژیوکلازها معمول بوده که نشانگر عدم تعادل سیستم ماگمایی در طول تبلور می باشد. پلاژیوکلازها بر اساس نورم CIPW در حد لابرادوریت می­باشد.

دایک اصلی در قسمتهای حاشیه و قسمتهای داخلی دارای تفاوتهایی است به این صورت که در حاشیه­ شدت خردشدگی و آلتراسیون به قدری شدید بوده که در اغلب محلها دایک به صورت پودر در آمده است. رنگ دایک اصلی بیشتر سبز بوده که این به دلیل آلتراسیون ساسوریتی آن است. بافتهای گرانولار، افیتیک و ساب افیتیک در سنگهای این بخش دیده می­شود. کانیهای آن شامل پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آلکالی فلدسپات، کانیهای اپک اولیه و ثانویه، کلریت، سرزیت، کلسیت، زئولیت و کانیهای رسی می­باشد. به نظر می­رسد پلاژیوکلازهای این قسمت دارای An کمتری نسبت به دایکهای فرعی ­است. اغلب پیروکسنها در این سنگها آلتره شده و سودومورف اوژیت که کلریت در آنها ایجادشده است به خوبی در آنها مشاهده می­شود. سایر مشخصات میکروسکوپی، شبیه پیروکسنهای دایکهای فرعی می­باشد. از لحاظ اندازه، پیروکسنهای بخش حاشیه­ای کوچکتر از بخشهای داخلی دایک می­باشد. با این وجود فراوانی پیروکسن در بخشهای حاشیه­ای دایک بیشتر می­باشد. کلریتهای این بخش که حاصل آلتراسیون پیروکسنها می­باشند، آهن بیشتری نسبت به دایکهای فرعی و داخل دایک اصلی دارا می­باشد. رنگ سبز تندی در نور طبیعی دارند و دارای چند رنگی ضعیفی می­باشند. بر اساس مشخصات نوری این کانیها، در حد پنین تا شاموزیت می­باشند. کانیهای اپک ثانویه حاصل پس­زدگی آهن کانیهای فرومنیزین مثل پیروکسن و تبدیل آن به کلریت می­باشد که مقدار این نوع اپک ثانویه زیاد می­باشد.

قسمتهای داخلی دایک اصلی نیز دارای بافتهای گرانولار، افیتیک و ساب افیتیک بوده و کانیهای آن به ترتیب فراوانی شامل پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آلکالی فلدسپات، کلریت، سرزیت، کلسیت، زئولیت و کانیهای رسی می­باشد. چنانکه قبلاً ذکر شد این قسمت دارای شدت آلتراسیون کمتری نسبت به قسمتهای حاشیه می­باشد.

تکتونیک منطقه

با توجه به اینکه در تشکیل مورفولوژی­های مورو و میشو گسل تبریز نقش بسزایی داشته است و از طرفی چون برخی ماگماتیسم­های این مناطق بخصوص انواع جوانتر از کرتاسه نیز به گسل تبریز نسبت داده شده است، لذا جا دارد مختصری راجع به این گسل و شکستگیهای مرتبط با آن پرداخته شود. لازم به ذکر است جوانترین سنی که به تشکیل گسل کاری تبریز داده شده کرتاسه است. به نظر افتخارنژاد (۱۹۷۵)، گسل شمال تبریز با امتداد شمال­غرب-جنوب­شرق تا رشته کوههای مورو و میشو و از آنجا تا شمال­غرب آذربایجان و قفقاز ادامه می­یابد. به عقیده این محقق این خطواره می­تواند با امتداد شمالی-جنوبی به سمت جنوب­غرب ایران امتداد یافته و با عبور از رشته کوه زاگرس به خط قطر برسد. محققین مختلف از جمله Stocklin (۱۹۶۷) با استفاده از پاره­ای شواهد محل برخورد پلیت ایران با اوراسیا را منطبق بر کوههای کپه داغ و البرز دانسته­اند که ادامه­ی غربی آن بر گسل تبریز منطبق می­شود. علوی (۱۹۹۶) در نوشتاری تحت عنوان تحلیل ساختاری- چینه­ای و الگوی ساختاری توده­های البرز در شمال ایران، محل فعلی گسل تبریز را بر یک مرز فرورانش منطبق دانسته است که در میوسن، این فرورانش خاتمه یافته است. به عقیده­ی علوی ولکانیتهای مافیک و الترامافیک موجود در قزلجه میدان (جنوب­شرق تبریز)، میشو و خوی، افیولیتهای باقیمانده از این برخورد هستند (نقل از تقی­پور، ۱۳۸۳). اما در مورد ماگماتیسم­هایی که در آنها به نقش گسل تبریز اشاره شده است می­توان به فورانهای آتشفشانی پلیو-کواترنر سهند و فعالیت آتشفشانی شدید کوه آرارات در کواترنر اشاره کرد.

علاوه بر گسلهای کوچک و فراوانی که با روندهای مختلف و در طولهای متفاوت در منطقه مورد بررسی قابل مشاهده است می­توان به گسلهای بزرگی چون گسل تبریز، گسل مورو- دیزج، گسل امند- زین­آباد و گسل خواجه مرجان اشاره کرد. منطقه­ی مزبور در میان سه گسل نخست محصور است. فعالیت سه گسل مزبور از یک طرف و گسل خواجه مرجان از سوی دیگر باعث گردیده­اند تا ارتفاعات مورو به صورت یک سیستم pop- up  (بالا آمده) تشکیل گردد. مطالعه­ی درزه­های دیابازی نشان می­دهد که جهت غالب درزه­ها تقریباً در امتداد شمال- جنوب می­باشد حال با توجه به فرضیه­ی کوپل می­توان گفت که جهت فشار اصلی موثر بر پیدایش درزه­ها نیز شمالی- جنوبی بوده است. بدیهی است که درزه­های منطقه اغلب متاثر از گسل بزرگ شمال تبریز می­باشند. درزه­های مزبور جوانتر از دیگر درزه­ها بوده و امتداد درزه­های دیگر را قطع کرده­اند و این مطلب نیز با حرکات جدید گسل تبریز که بر روی کواترنر قابل مشاهده است مطابقت دارد. بررسی درزه­ها نشان می­دهد که درزهای جوان (شمالی- جنوبی)، درزهای ­قدیمی (شمال­غرب- جنوب­شرق) را قطع کرده و درزه­های با جهت شمالغرب- جنوب­شرق و شمال­شرق- جنوب­غرب از پراکندگی تقریباً یکسانی برخوردارند. همچنین درزه­های شرقی- غربی که در امتداد گسلهای تراستی خواجه مرجان و مورودیزج می­باشند، در منطقه وجود دارد. لازم به ذکر است که بر اساس مطالعات و بررسیهای انجام شده دگرریختیهای موجود در کوههای مورو به تنشهای برشی حاصل از عملکرد امتدادلغز دو گسل بزرگ منطقه یعنی گسل شمال تبریز و گسل شمال میشو نسبت داده شده است (صفوی، ۱۳۸۴).

 شکل (۲) مکانیسم­های ایجاد کشش در گسلهای امتداد لغز راستگرد دارای انحنا در طول و گسلهای امتدادلغز راستگرد مجزا که دارای همپوشانی با هم هستند را نشان می­دهد. با توجه به جهت حرکت و آرایش سیستمهای گسلی موجود در منطقه احتمال رخداد ماگماتیسم­های جوان به تبعیت از هر یک از مکانیسمهای مذکور یا ترکیبی از آنها وجود دارد. از شواهد ایجاد کشش و رخداد ماگماتیسمهای آلکالن به تبع از آنها در زمانهای مختلف در این منطقه می­توان به رخداد بازالت آلکالن در داخل سینیتهای لیاس در آذربایجان و گدازه­های بازیک موجود در رسوبات ژوراسیک که پس از فاز کیمرین پیشین اتفاق افتاده اشاره کرد (ریحانی، ۱۳۷۳).

ژئوشیمی

به علت آلتراسیون شدید در منطقه مورد بررسی در تفسیر نتایج آنالیزهای شیمیایی با احتیاط عمل کرده و سعی کردیم که در نامگذاری و بخصوص در تعیین سری ماگمایی از نمودارهای متعددی بهره بگیریم. سن زیاد منطقه، واقع شدن در کنار گسلهای بزرگی چون گسل تبریز، تعدد فازهای ماگمایی در زمانهای مختلف و تاثیرپذیری آنها از همدیگر، نوع آب و هوای منطقه و بارش نسبتاً زیاد و محدوده تغییرات درجه حرارت بیش از اندازه­ی این منطقه، از دلایلی است که می­توان برای آلتراسیون شدید منطقه ذکر کرد. ویژگیهای ژئوشیمیایی دایکهای دیابازی مورد بررسی بخاطر محدودیت تعداد صفحات مقاله در ذیل بصورت جدول ارائه گردیده ولی برخی از ویژگیهای ژئوشیمیایی بخاطر اهمیتشان بصورت نمودار نیز نشان داده شده است.

جدول – طبقه­بندی و ویژگیهای ژئوشیمیایی دایکهای دیابازی مورد بررسی

کلید واژه ها: سایر موارد