زمین‏‌شناسی، سنگ‌نگاری، زمین‏‌شیمی و سنگ‌زاییِ درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی (جنوب‏‌خاوری راین، کرمان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‏‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه شهید باهنر کرمان، کرمان، ایران

چکیده

درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی بخشی از مجموعه آتشفشانی رازک، با سن ائوسن میانی- بالایی هستند و در پهنه آتشفشانی- رسوبی دهج- ساردوییه و جنوب‏‌خاوری کمربند ماگمایی ارومیه- دختر جای دارند. این مجموعه شامل تناوبی از سنگ‌های آذرآواری و جریان‏‌های گدازه‏‌ای آندزیت، ریولیت و ریوداسیتی- داسیتی است. سنگ‌های ریوداسیتی- داسیتی گاه ساختار ستونی به‏‌صورت پنج یا شش وجهی نابرابر با ستون‌های منظم و مستقیم (کولونیدی) و ستون‌های کج‌شده و نامنظم (اینتبولیتور) به‌همراه ساختارهای شیاری (استریا) دارند. بافت شاخص آنها فیریک، هیالوپورفیریتیک، گلومروپورفیری، غربالی، جریانی و پرلیتیک هستند. پلاژیوکلازها که فنوکریست اصلی هستند همراه با میکروفنوکریست‏‌های کمیابِ سانیدین، ارتوکلاز، هورنبلند، پیروکسن، بیوتیت و کانی‏‌های فرعیِ آپاتیت، تیتانیت و کانی‌های کدر، در زمینه‌ای شیشه‏‌ای و نهان‌بلور جای گرفته‏‌اند. زمینه گاه در مرحله فرایند واشیشه‌ای‏‌شدن و تبدیل به مخلوطی از کوارتز و آلکالی‏‌فلدسپار است. برپایه بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی، ترکیب درزهای ستونی علیشاهی ریوداسیت- داسیت است و سرشت کالک‌آلکالن نشان می‌دهند. آنومالی منفی Eu و کاهش مقدار Sr، همراه با افزایش مقدار Si نشان‏‌دهندة اهمیت پلاژیوکلاز به‌عنوان فازی جدایش‌یافته هستند. غنی‌‏‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ و تهی‏‌شدگی از عنصرهای با شدت میدان بالا (مانند: Ti، Ta، و Nb) نسبت به ترکیب گوشته اولیه، همچنین، الگوی عنصرهای خاکی نادر یهنجارشده به ترکیب کندریت نشان‏‌دهندة پیدایش ماگمای درزهای ستونی در پهنه کمان آتشفشانی مرتبط با حاشیه فعال قاره‌ای هستند. تهی‏‌شدگی از عنصرهای Nb و Ta پیامد کاهش انحلال این عنصرهای در سیال‏‌های و مذاب‌های محیط‌های فرورانش در ژرفای کم است.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geology, petrography, geochemistry and petrogenesis of Alishahi rhyodacitic-dacitic columnar joints (Southeast of Rayen, Kerman)

نویسندگان [English]

  • Leila Dargahi
  • Mohsen Arvin
  • Sara Dargahi
Department of Geology, College of Sciences, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran
چکیده [English]

The Alishahi rhyodacitic-dacitic columnar joints are outcropped in the Middle-Upper Eocene Razak complex in the southeastern of Urumieh-Dokhtar volcanic belt in the Dehaj-Sarduieh volcano-sedimentary belt. The complex consists of intermittent of pyroclastic rocks, andesite, rhyolite, and rhyodacite-dacitic lava flows. The latter partially shows 5 to 6 unequal sided columnar structure in which entablature and colonnade sections along with stria are clearly visible. The predominant textures are phyritic, hyaloporphiritic, glomeroporphyritic, flow and sieve textures along with perlitic cracks. Mineralogically, the Alishahi rhyodacitic-dacitic rocks consist of plagioclase phenocrysts together with rare microphenocrysts of sanidine, orthoclase, hornblende, pyroxene, biotite and accessory minerals including apatite, titanite and opaques are setting in a cryptocrystalline glassy matrix. The matrix is partly in the verge of devitrification process and conversion to mixture of quartz and alkali feldspars. Geochemically, the Alishahi columnar joints are rhyodacitic-dacitic in composition with calc-alkaline nature. Negative Eu anomaly and decrease in Sr content along with increase in Si amount reveal the significance of plagioclase as a differentiated phase. Enrichment in large lithophile elements and depletion in high field strength elements normalized to primitive mantle such as Ti, Ta, Nb along with their chondrite normalized rare earth elements patterns are pointing to their magma formation in a volcanic arc setting in an active continental margin. The depletion in Nb and Ta could be related to their low solubility in aqueous fluids and melts formed under relatively low pressures in the shallow part of the subduction zone.
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Petrography
  • columnar joints
  • rhyodacitic-dacitic
  • Geochemistry
  • Razak complex
  • Alishahi Rayen

درکل، درزهای ستونی یا چندوجهی به‌علت وجود استرس هنگام سردشدن گدازه پدید می‏‌آیند و ازاین‌رو، پیدایش، رشد و گسترش ترک‏‌هایی عمود بر سطح جریان (از پایین به‏‌سوی بالا و برعکس) را در پی دارند (Mallet, 1875; Iddings, 1886; Spry, 1962; Budkewits, 1994; Goehring, 2008). آنها یک یا دو بخش با مجموعه‌ای از ستون‌های منظم و مستقیم (کولونیدی: Colonnade) و یک بخش شامل ستون‌های کج‌شده و نامنظم (اینتبولیتور: Entabulature) هستند (Long and Wood, 1986). درزهای ستونی سیمای معمول در جریان‌های لاوایی در محدوده ترکیبی بازالت تا ریولیت هستند و در پهنه‌های خشکی، زیر یخچالی و همچنین، در برخی رسوب‏‌های آذرآواری جوش‌خورده پدید می‌آیند (Wright at al., 2011; Bosshard at al., 2012; Hetényi at al., 2012; Phillips at al., 2013; Forbes, at al., 2014). درزهای ستونی در جریان‏‌های گدازه، سیل‏‌ها، دایک‏‌ها، ایگنمبریت‌‏‌ها و نفوذی‏‌های کم‌ژرفا با هر ترکیبی پدید می‏‌آیند (Huxley, 1881; French, 1922; Gilbert, 1938; Degraff, 1987; Seshadri, 1997; Müller, 1998a, 1998b; Menger at al., 2002; Toramaru and Matsumoto, 2004). بهترین نمونة آنها سنگ فرش غول (Giant’s Causeway) در ساحل شمال‏‌خاوری ایرلند شمالی، یا غار فینگال (Fingal’s cave) در اسکاتلند بوده و درزهای ستونی بازالتی آنها شش‏‌گوش هستند. درزهای ستونی داسیتی از باختر تاسمانیا در استرالیا (McPhie at al., 1993) و ریولیتی از منطقه راین- کرمان (Roozbahani and Arvin, 2010) هم گزارش شده‏‌اند. همانند چنین درزهای ستونی در منطقه بررسی‌شده (در 5 کیلومتری شمال‏‌خاوری روستای علیشاهی، در 45 کیلومتری جنوب راین) نیز دیده می‌شوند. این درزها تناوبی از سنگ‌های آذرآواری و جریان‌های گدازه‌ای آندزیت، ریولیت و ریوداسیتی- داسیتیِ بخش میانی مجموعه رازک هستند (شکل 1). درزهای ستونی به‌صورت جریانی لاوایی میان سنگ‌های آذرآواری (از نوع توف بلور شیشه‌ای) رخنمون یافته‌اند. ازآنجایی‌که درزهای ستونی منطقه علیشاهی راین برای نخستین بار گزارش می‌شوند، هدف این پژوهش بررسی سنگ‌شناختی، زمین‏‌شیمی و سنگ‌زایی (پتروژنز) این درزهای ستونی است.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقه بررسی‌شده در جنوب‏‌خاوری پهنه ماگمایی ارومیه- دختر در نوار آتشفشانی- رسوبی دهج- ساردوییه از پهنه ساختاری ایران مرکزی است. نوار دهج- ساردوییه به درازای 500 کیلومتر و پهنای نزدیک به 80 کیلومتر از شهر دهج در شمال‏‌باختری استان کرمان تا منطقه ساردوییه در جنوب‏‌خاوری این استان کشیده شده است. این نوار ستبرایی نزدیک به 15 کیلومتر دارد و سنگ‌های آتشفشانیِ اسیدی تا حدواسط و بازیکِ ائوسن را در برمی‌گیرد. افق‌های رسوبی کم‌ستبرا نیز در قاعده یا بخش‌های میانی آن هستند (Dimitrijevic, 1973). حضور افق‌های رسوبی نشان‏‌دهندة آرامش نسبی در فعالیت‌های آتشفشانی است. در الیگو-میوسن توده‌های نفوذی در واحدهای آتشفشانی نفوذ کرده‌اند. در شکل 1 جایگاه نوار دهج- ساردوییه و منطقه بررسی‌شده نشان داده شده‌اند. نوار دهج- ساردوییه به‌صورت سه مجموعه آتشفشانی رده‌بندی شده‌ است که عبارتند از: 1) مجموعه بحرآسمان با سن ائوسن پایینی- میانی (شامل سنگ‌های پیروکلاستیک با ترکیب اسیدی، جریان‌های ریولیت، ریوداسیت، آندزیت، توف سبز رنگ، آگلومرا و برش‌های آتشفشانی با میان‌لایه‌های آهکی)؛ 2) مجموعه رازک با سن ائوسن میانی- بالایی که به سه زیر مجموعة پایینی (بیشتر با ترکیب بازیک)، میانی (بیشتر با ترکیب اسیدی) و بالایی (بیشتر با ترکیب بازیک) با میان‌لایه‌های آهکی و ماسه‌سنگی است. درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی در بخش میانی این مجموعه رخنمون یافته‌اند؛ 3) مجموعه آتشفشانی هزار با سن ائوسن بالایی (شامل توف‌های سرخ‌رنگ، ماسه‏‌سنگ‌های توفی، تراکی‌آندزیت و تراکی‌بازالت و جریان‌هایی از گدازه و پیروکلاستیک با میان لایه‌های آهکی) (Dimitrijevic, 1973).

 

 

 

شکل 1- A) جایگاه منطقه بررسی‌شدة علیشاهی راین، در نقشه ساده زمین‏‌شناسی ایران؛ B) نقشه زمین‏‌شناسی منطقه علیشاهی راین، برپایه نقشه زمین‏‌شناسی 1:100000 ورقه خاتون آباد (Djokovic, at al., 1972)

 

روش انجام پژوهش

در بررسی‌های صحرایی و با توجه به دگرسانی شدید تلاش شد تا حد امکان از سنگ‌های با دگرسانی کمتر نمونه‌برداری شود. در این راستا، شمار 60 نمونه برداشت شد و از میان آنها، 28 نمونه برای بررسی میکروسکوپی برگزیده و از آنها مقطع نازک ساخته شد. سپس شمار 7 نمونه با کمترین دگرسانی برگزیده و برای تجزیه اکسیدهای عنصرهای اصلی (با دستگاه ICP-AES) و تجزیه عنصرهای فرعی و خاکی نادر (با دستگاه ICP-MS) به آزمایشگاه ALS-Chemex (در کانادا) فرستاده شدند. داده‌های تجزیه زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌‌اند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی از درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی (جنوب‌خاوری راین، کرمان) (FeO*: اکسید آهن کل؛ LOI: کاهیدگی در اثر دما؛ C: تجزیه از مرکز نمونه؛ M= تجزیه از حاشیه نمونه؛ عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و عنصرهای فرعی برپایه ppm)

Sample No.

NZ-2-1

NZ-2-3C

NZ-2-3M

NZ-5-1

NZ-8-2C

NZ-8-2M

NZ-11-4

Symbols

             

SiO2

66.70

63.70

66.30

66.10

63.90

67.10

65.70

TiO2

0.54

0.51

0.52

0.54

0.48

0.52

0.50

Al2O3

14.55

16.80

15.00

14.75

15.70

13.70

15.05

FeO*

4.44

3.33

4.57

4.69

4.35

4.76

4.32

MnO

0.09

0.07

0.10

0.09

0.08

0.08

0.10

MgO

1.10

0.83

1.14

1.13

1.06

1.10

1.34

CaO

1.39

1.77

1.29

1.64

1.64

0.94

1.99

Na2O

5.12

8.02

5.55

4.75

7.65

3.56

4.00

K2O

2.64

0.65

2.58

3.31

0.48

4.78

3.62

P2O5

0.16

0.15

0.16

0.16

0.15

0.14

0.14

SrO

0.03

0.03

0.03

0.02

0.02

0.02

0.01

BaO

0.06

0.01

0.05

0.07

0.01

0.09

0.05

LOI

2.44

2.41

2.40

2.57

2.70

2.01

3.61

Total

99.26

98.28

99.69

99.82

98.22

98.80

100.43

V

55.00

51.00

55.00

57.00

53.00

56.00

64.00

Co

7.30

5.50

7.50

7.20

6.40

7.30

7.20

Ni

7.00

6.00

9.00

6.00

<5

6.00

6.00

Cr

30.00

30.00

40.00

30.00

20.00

20.00

20.00

Cu

43.00

42.00

37.00

38.00

42.00

30.00

31.00

Zn

68.00

52.00

69.00

70.00

63.00

71.00

65.00

Ga

15.10

17.00

15.80

12.40

16.30

12.60

17.30

Cs

2.65

1.51

2.14

2.40

0.75

2.06

3.65

Ba

509

71.90

455

624

85.80

784

441

Rb

121.5

30.70

107

156.5

22

205

153.5

Sr

311

316

270

257

264

231

163

Y

38.90

33.30

36.20

37.70

37.50

39.40

39.90

Zr

221

203

214

223

249

235

232

Nb

9.40

8.90

9.20

9.30

9.10

9.70

9.50

Hf

6.50

6.10

6.50

6.50

6.50

6.90

6.80

Ta

0.70

0.70

0.70

0.70

0.70

0.70

0.70

Pb

7.00

10.00

15.00

17.00

10.00

11.00

11.00

Th

9.98

9.28

9.97

9.77

10.45

10.05

9.96

U

2.47

2.36

2.36

2.50

2.34

2.54

2.56

Mo

2.00

2.00

3.00

2.00

2.00

2.00

2.00

Sn

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Tl

0.50

<0.50

<0.50

0.50

<0.50

0.60

<0.50

W

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

1.00

La

23.90

22.40

24.80

24.50

21.40

23.80

20.20

Ce

52.30

47.4

53.40

51.70

45.90

50.50

46.50

Pr

6.78

6.02

6.65

6.51

5.93

6.49

6.31

Nd

26.80

23.50

26.00

25.70

23.80

25.40

25.40

Sm

6.14

5.17

5.93

5.89

5.46

5.86

6.31

Eu

1.16

1.03

1.21

1.03

1.04

1.02

1.22

Gd

5.98

5.16

5.78

5.75

6.13

5.85

6.22

Tb

1.03

0.87

1.00

1.00

0.98

1.03

1.07

Dy

6.50

5.65

6.29

6.35

6.23

6.53

6.75

Ho

1.38

1.23

1.32

1.34

1.32

1.41

1.43

Er

4.13

3.74

4.01

4.03

3.91

4.14

4.22

Tm

0.64

0.58

0.61

0.61

0.61

0.63

0.65

Yb

4.17

3.81

4.06

4.00

3.92

4.12

4.24

Lu

0.63

0.58

0.62

0.62

0.61

0.64

0.65

Eu/Eu*

0.57

0.60

0.62

0.53

0.54

0.52

0.59

 

زمین‏‌شناسی صحرایی و سنگ‌نگاری

بیشتر درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی پنج‌وجهی و یا شش‌وجهی نابرابر هستند و بیشتر به‏‌صورت قائم رخنمون دارند؛ اما به علت رفتار گسل‌ها، شیبی به‏‌سوی شمال‏‌باختری نشان می‏‌دهند. با وجود گسل‏‌خوردگی و فرسایش بالا در منطقه، بخش‏‌ ستون‌های منظم و مستقیم (کولونیدی) به‌صورت ستون‌های منظم و مستقیم و بخش ستون‌های کج‌شده و نامنظم (اینتبولیتور) در مجموعه درزهای ستونی هنوز دیده می‌شوند (شکل 2). قطر درزهای ستونی از 7 تا 20 سانتیمتر بوده و بلندای آنها نزدیک به 20 متر است. در درزهای ستونی علیشاهی، یک سری شیارهای ریز (استریا، Stria) به‏‌موازات قاعده درزهای ستونی دیده می‌شود که گاه با کلسیت یا سیلیس پر شده‏‌اند (شکل 3).

استریا بیشتر در قالب نقاط ضعف عمل کرده است و به‌دنبال فرایند هوازدگی و فرسایش درزهای ستونی، در پایان در راستای آنها و در قالب قطعه‌هایی با اندازه‌های گوناگون شکسته می‌شوند. همچنین، سطح بیرونی درزهای ستونی در پی عملکرد فرایند برشی‏‌شدن درجا بسیار خردشده هستند. تافونی از فرسایش‌های دیگر در این سنگ‌ها بوده و از چند سانتیمتر تا چندین متر در قطر متغیر است.

 

 

 

شکل 2- بخش‌های گوناگون درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین (کرمان)

 

 

شکل 3- ساختارهای شیاری (استریا) در درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین (کرمان) (مقیاس= 8/13 سانتیمتر)

 

 

بخش‌های کناره‌ای درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی با شتاب بیشتری نسبت به بخش میانی آنها سرد شده‌اند. از نشانه‌های آن، افزایش محسوسِ شدت دگرسانی و نیز افزایش اندازه و درصد حجمی تبلور کانی‌ها به‌سوی بخش‌های میانی (در مقطع نازک و در نمونه دستی) است (شکل‌های 4 و 5).

 

 

شکل 4- عملکرد دگرسانی در بخش‌های کناره‌ای و میانیِ درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین (کرمان) (بخش سفید رنگ نشان‏‌دهندة عملکرد فرایند کائولینیتی‏‌شدن است)

 

 

شکل 5- بافت پورفیریتیک به‌همراه تغییر رنگ در پی عملکرد متفاوت دگرسانی از کناره‌ها به‌سوی بخش‌های میانی (در برش عرضی یک درز ستونی ریوداسیتی- داسیتی شش وجهی نامنظم در علیشاهی راین، کرمان)

 

همچنین، تغییر در سرعت سرد‏‌شدن در عملکرد فرایند دگرسانی نیز دیده می‏‌شود به‏‌گونه‏‌ای‏‌که در نمونه‌های با دگرسانی کمابیش کم، بخش‌های کناره‌ای و میانی، به‌ترتیب با درصد حجمی شیشه‌ای بالا و کم، به‌رنگ قهوه‌ای و رنگ سبز هستند (شکل 5).

گفتنی است که در مقطع نازک نیز بافت پرلیتیک بیشتر در بخش‌های کناره‌ای وجود دارد و بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی نیز این تفاوت در سرعت سرد‏‌شدن را به‌خوبی نشان می‌دهند. در درزهای ستونی، در پی دگرسانی فلدسپارها، دگرسانی اپیدوتیتی‌شدن و کلریتی‌شدن به ‏‌مقدار کم و کائولینیتی‏‌شدن به مقدار بالا دیده می‏‌‏‌شوند (شکل 4). بافت این سنگ‌ها در نمونه دستی، پورفیریتیک بوده (شکل 5) و پیامد جایگیری درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در زمینه دانه‌ریز است. درزهای ستونی گاه با دایک‏‌های دولریتی قطع شده‌اند.

از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی ریوداسیت- داسیت هستند. پلاژیوکلاز کانی اصلیِ این سنگ‌هاست. فنوکریست‌های این کانی (شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‌دارِ تخته‌ای؛ در اندازه‌های 4 تا 8 میلیمتر) کمتر از 15 درصد حجمی و به‌صورت میکرولیتی (به اندازه‌های کمتر از یک میلیمتر) کمتر از 10 درصد حجمی سنگ را در بر می‌گیرند. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز گاه برپایه زاویه خاموشی (با روش میشل لوی) از نوع سدیک (20An<) و دارای ماکل پلی‌سینتتیک هستند و گاه زونینگ و بافت غربالی دارند. آلکالی‏‌فلدسپار (مانند: ارتوکلاز و گهگاه سانیدین)، پیروکسن، بیوتیت، آپاتیت، هورنبلند (اوپاسیته‌شده)، تیتانیت و کانی‏‌‏‌های کدر از کانی‏‌های دیگرِ زمینه (که روی‌هم‌رفته کمتر از 10 درصد حجمی سنگ را در بر می‌گیرند) هستند. این کانی‌ها بیشتر شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و همراه با پلاژیوکلازها در یک زمینه شیشه‌ای نهان‌بلور و گاه واشیشه‌ای‌شده (Devitrification) جای گرفته‌اند. فلدسپارها به سریسیت و کائولینیت دگرسان شده و گاه با کلریت و کلسیت جانشین شده‌اند. بافت‏‌ سنگ‌های ریوداسیتی- داسیتی درزهای ستونی علیشاهی هیالو پورفیریتیک- گلومروپورفیریتیک، پرلیتیک (شکل 6) و تا اندازه‌ کمی جریانی است. بافت جریانی با میکرولیت‌های پلاژیوکلاز در پیرامون فنوکریست‌های پلاژیوکلاز دیده می‏‌شود. کوارتز و کلسیت به‏‌صورت رگه‌ای هم در سنگ و مقطع نازک دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل6- بافت پرلیتیک در درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین (کرمان) (تصویر PPL)

 

 

زمین‏‌شیمی

برپایه سرشت دگرسان‌شده درزهای ستونی علیشاهی و برای رده‌بندی شیمیایی آنها، نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) به‌کار برده شد که در آن سنگ‌ها در بخش ریوداسیتی- داسیتی جای می‌گیرند (شکل 7). این نکته با یافته‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های سنگ‌نگاری همخوانی دارد. همان‌گونه که در جدول 1 دیده می‌شود، سنگ‌های ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی در بخش‌های کناره‌ای نسبت به بخش‌های میانی، از SiO2 و K2O غنی‏‌شدگی دارند. همچنین، Al2O3 و Na2O در بخش میانی نسبت به کناره‌ای افزایش نشان می‌دهند. این افزایش‌ها و کاهش‌ها کاملاً با چگونگی سردشدن، تبلور و دگرسانی درزهای ستونی علیشاهی همخوانی دارد (در بخش مقدمه نیز به آن پرداخته شد).

همچنین، سنگ‌ها در نمودارهای SiO2 در برابر K2O+Na2O و AFM (Irvine and Baragar, 1971)، به‌ترتیب در بخش ساب‌آلکالن و سری ماگمایی کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 8). این نکته نشان‏‌دهندة فشار بخشی بالای اکسیژن و جدا‏‌شدن مگنتیت از ماگما و غنی‏‌شدن آن از سیلیس است که از ویژگی‏‌های ماگمای کالک‏‌آلکالن است (Irvine and Baragar, 1971).

 

 

 

شکل 7- رده‏‌بندی شیمیایی درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین (کرمان) برپایه نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) (نمادها همانند جدول 1)

 

 

شکل 8- درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین (کرمان) در: A) نمودار درصد وزنی SiO2 در برابر درصد وزنی K2O+Na2O (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار AFM برای شناسایی سری ماگمایی (Irvine and Baragar, 1971) (نمادها همانند جدول 1)

 

 

سنگ‌زایی‌

باور کلی بر این است که عنصرهای با قدرت میدانی بالا (Ti، Zr، Y، Nb، Ta، P و Hf)، عنصرهای واسطه (Ni، Cr، V، U ، Se و Tm) و عنصرهای خاکی نادر در هنگام دگرسانی گرمابی شدید و حتی تا اندازه‌ای ضعیف تا متوسط در سنگ‌های ولکانیکی، به‏‌صورت نامتحرک رفتار می‌کنند؛ اما عنصرهای با قدرت میدانی کم (Sr، Ba، Rb و Cs) و عنصرهایی مانندِ Na، K، و Si، در سیال‏‌های آب‌دار متحرک هستند (Pearce and Cann, 1973; Pearce, 1975; Smith and Smith, 1976; Floyd and Winchester, 1978; Humphris and Thompson, 1978; Pearce and Norry, 1979; Wood at al., 1979; Humphris, 1984; Jiang at al., 2009). ازاین‌رو، از این عنصرها برای پی‌بردن به خاستگاه و تکامل سنگ‌های آذرین بهره گرفته می‌شود. در نمودارهای SiO2 در برابر Zr و Zn (Newbery at al., 1990) که جداکننده دو نوع ماگمای گرانیتوییدی نوع A و I از یکدیگر هستند، نمونه‏‌های درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی در محدوده گرانیتوییدهای نوع I جای می‏‌گیرند (شکل 9).

 

 

 

شکل 9- نمودار درصد وزنی SiO2 در برابر Zr و Zn (برپایه ppm) (Newbery at al., 1990) برای شناسایی خاستگاه درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی (نمادها همانند جدول 1)

 

 

برای شناسایی خاستگاه و پهنه زمین‏‌ساختی، نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب (Pearce at al., 1984) (که به باور Twist و Harmer (1987) و Menuge و همکاران (2002)، برای گدازه‏‌های فلسیک نیز کاربرد دارند) به‌کار برده شدند. برپایه این نمودارها، سنگ‌های ریوداسیتی- داسیتی درزهای ستونی علیشاهی در پهنه کمان ماگمایی و هم‌زمان با کوهزایی پدید آمده‌اند (شکل10). نسبت عنصرهای با قدرت میدانی بالا (HFSE) در سنگ‌های فلسیک بازتابی از تکامل پهنه زمین‌ساختی ماگمایی یک ناحیه است (Schandl and Gorton, 2002). در اینباره، نسبت‌های Th/Ta، Th/Hf، Ta/Hf، Th/Yb و Ta/Yb برای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی آتشفشان و کمان‌های اقیانوسی، حاشیه‌های فعال قاره‌ای و پهنه‌های آتشفشانی درون‌قاره‌ای به‌کار برده می‌شوند. برپایه این نمودارها، سنگ‌های ریوداسیتی- داسیتیِ درزهای ستونی منطقه علیشاهی در بخش حاشیه فعال قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند (شکل 11).

 

 

 

شکل 10- درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین (کرمان) در نمودارهای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی (Pearce at al., 1984) (عنصرها برپایه ppm هستند؛ نمادها همانند جدول 1 هستند؛ ORG: ocean-ridge granite؛ WPB: within-plate؛granite؛ syn-COLG: syn-collisional granite؛ VAG: volcanic arc granite)

 

 

نمودار عنصرهای کمیابِ بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه برای سنگ‌های ریوداسیتی- داسیتی درزهای ستونی علیشاهی در شکل 12- A نشان داده شده است. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، سنگ‌ها از LILE (مانند: Rb، K، Th) و LREE (مانند: Ce و Sm) در برابر HFSE و HREE غنی‏‌شدگی نشان می‌دهند. تهی‏‌شدگی از HFSE (مانند: Nb، Ta و Ti) به‏‌خوبی دیده می‏‌شود. تهی‏‌شدگی از عنصرهای Nb و Ta پیامد کاهش انحلال این عنصرها در سیال‏‌ها و مذاب‌های پهنه فرورانش در ژرفای کم است (Baier at al., 2008).

الگوی عنصرهای خاکی نادرِ سنگ‌های ریوداسیتی- داسیتی درزهای ستونی علیشاهی بهنجارشده به ترکیب کندریت نشان‏‌دهندة غنی‏‌شدگی از LREE با شیب تند است؛ اما HREE شیب مثبت با الگوی هموار نشان می‌دهد که با آنومالی منفی Eu (Eu/Eu* برابر با 52/0–62/0؛ میانگین: 56/0) شناخته می‌شود (شکل 12- B).1

 

 

 

شکل 11- درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین (کرمان) در نمودارهای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی (Schandl and Gorton, 2002) برپایه عنصرهای کمیاب Ta، Yb، Th و Hf (برپایه ppm) (نمادها همانند جدول 1؛ ACM: active continental-margin؛ MORB: mid-ocean ridge basalt؛ WPB: within-plate basalt؛ WPVZ: within-plate volcanic zones)

 

 

شکل 12- درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین (کرمان) در: A) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار فراوانی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995) (نمادها همانند جدول 1)


 

 

همچنین، به باور Taylor و McLennan (1985)، چنانچه مقدار Eu/Eu* بیشتر یا کمتر از یک باشد، به‌ترتیب Eu آنومالی مثبت و منفی نشان می‌دهد. از آنجا‌یی‌که Eu عنصری سازگار در پلاژیوکلاز و با درجه اهمیت کمتر در پتاسیم‏‌فلدسپار است، پس آنومالی منفی Eu بیشتر با جدایش فلدسپار (به‌ویژة در ماگماهای اسیدی) کنترل می‌شود (Nash and Crecraft, 1985). آنومالی منفی Eu پیامد خارج‏‌شدن فلدسپار از مذاب در هنگام جدایش بلوری یا ذوب‌بخشی سنگی است که در آن فلدسپار در خاستگاه ذوب به‌جا‌ی بماند (Ragland, 1989; Wilson, 1989; Rollinson, 1993). همچنین، تهی‏‌شدگی از Ba و Sr پیامد جدایش بلوری فلدسپار است. آنومالی منفی Eu در داسیت‌های Kuroko ژاپن پیامد دگرسانی گرمابی  است (Shikazono, 2003) و در سنگ‌های گرانیتوییدی جنوب‏‌باختری انگلیس، تهی‏‌شدگی از Eu پیامد سرسیتی‏‌شدن فلدسپارهاست (Alderton at al., 1980).

آنومالی منفی Eu و کاهش Sr، همراه با افزایش Si نشان‏‌دهندة اهمیت فلدسپار به‌عنوان فاز جدایش‌یافته از ماگما یا فاز بجامانده در خاستگاه ذوب است. در هر روی، نقش فرایند‏‌های دگرسانی را هم نباید نادیده گرفت. همچنین، در روند تبلور ماگما، جدا‏‌شدن فازهای تیتانیم‏‌دار (مانند: ایلمنیت و تیتانیت) و فسفردار (مانند: آپاتیت) به‌ترتیب کاهش Ti، Ta، Nb و P را در پی داشته دارند. پوسته قاره‌ای بسیار جدایش‌یافته از LREE غنی‏‌شدگی دارد و الگوی HREE آن هموار است و آنومالی منفی Nb و Ta نشان می‌دهد (Taylor and McLennan, 1985). آنومالی منفی Nb و Ta در سنگ‌های ریوداسیتی- داسیتی درزهای ستونی علیشاهی نشان‏‌دهندة پیدایش در پهنه فرورانش است (Kaygusuza and Şen, 2011).

 

نتیجه‌گیری

در درزهای ستونی ریوداسیتی- داسیتی علیشاهی راین دو بخش‏‌ ستون‌های منظم و مستقیم (کولونیدی) و ستون‌های کج‌شده و نامنظم (اینتبولیتور) به‏‌خوبی دیده می‌شوند. ترکیب سنگ‌‏‌شناختی آنها ریوداسیت- داسیت بوده و فراوان‌ترین کانی درشت آنها پلاژیوکلاز‏‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار است. از کانی‏‌های دیگر که بیشتر به‏‌صورت میکروفنوکریست‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار است آلکالی‏‌فلدسپارها (مانند: ارتوکلاز و گهگاه سانیدین)، پیروکسن، بیوتیت، آپاتیت، هورنبلند (اوپاسیته‌شده)، تیتانیت و کانی‏‌‏‌های کدر را نام برد. این کانی‌ها همراه با فلدسپارها، در زمینه‌ای شیشه‌ای و نهان‌بلور و گاه واشیشه‌ای‌شده جای گرفته‌اند. بافت‏‌ سنگ‌های ریوداسیتی- داسیتی درزهای ستونی علیشاهی هیالو پورفیریتیک- گلومروپورفیریتیک، پرلیتیک و بسیار کمتر، جریانی است. برپایه بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی و از دیدگاه ترکیبی، درزهای ستونی علیشاهی ریوداسیت- داسیت هستند و در سری ماگمایی ساب‌آلکالن جای می گیرند. سرشت کالک‌آلکالن، غنی‏‌شدگی بالا از عنصرهای با پتانسیل یونی کم (مانند: Cs، Rb، Ba، Th، K و U) و تهی‏‌شدگی از عنصرهای با پتانسیل یونی بالا (مانند: Zr، Nb، Y، Ta و Ti) نسبت به ترکیب گوشته اولیه، آنومالی منفی Ti، Nb و Ta، الگوی غنی‏‌شدگی همراه با شیب تندِ LREE نسبت به HREE با یک شیب مثبت و الگوی هموار، گرایش به‏‌سوی سنگ‌های کالک‏‌آلکالن با پتاسیم بالا، همگی نشان‌دهندة پیدایش ماگمای اسیدی درزهای ستونی علیشاهی در پهنه حاشیه فعال قاره‌ای هستند. تهی‌شدگی در عنصرهای Nb و Ta  پیامد کاهش انحلال این عنصرها در سیال‏‌ها و مذاب‌های پهنه‌های فرورانش در ژرفای کم است. همچنین، در سنگ‌های اسیدی درزهای ستونی علیشاهی، آنومالی منفی Eu و کاهش Sr، همراه با افزایش Si نشان‏‌دهندة اهمیت فلدسپار به‌عنوان یک فاز جدایش‌یافته از ماگما یا بجامانده در خاستگاه ذوب است؛ اما نقش فرایند‌های دگرسانی را نیز نباید نادیده گرفت.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان مقاله از راهنمایی ارزشمند داوران گرامی در بهبود هر چه بیشتر مقاله سپاس‌گزارند.

Alderton, D. H. M., Pearce, J. A. and Potts, P. J. (1980) Rare earth element mobility during granite alteration: Evidence from southwest England. Earth and planetary Science Letters 49: 149-165.

Baier, J., Audétat, A. and Keppler, H. (2008) The origin of the negative niobium tantalum anomaly in subduction zone magmas. Earth and Planetary Science Letters 267: 290–300.

Bosshard, S. A., Mattsson, H. B. and Hetenyi, G. (2012) Origin of internal flow structures in columnar-jointed basalt from Hrepphólar, Iceland: I. Textural and geochemical characterization. Bulletin of Volcanology 74: 1645–1666.

Budkewitsch, P. and Robin, P. Y. (1994) Modeling the evolution of columnar joints. Journal of Volcanology and Geothermal Research 59: 219-239.

Degraff, J. M. and Aydin, A. (1987) Surface morphology of columnar joints and its significance to mechanics and direction of joint growth. Bulletin of Geological Society of American 99: 605-617.

Dimitrijevic, M. D. (1973) Geology of Kerman region. Geological Survey of Iran, Report Number YU/52.

Djokovic, I., Dimitrijevic, M. N., Cvetic, S. and Dimitrijevic, M. D. (1972) Geological map of Iran sheet 7548—Khaneh-Khatun. Offset Press Incorporated, scale 1:100,000. Geological Survey of Iran, Tehran.

Floyd, P. A. and Winchester, J. A. (1978) Identification and discrimination of altered and metamorphosed volcanic rocks using immobile elements. Chemical Geology 21: 291-306.

Forbes, A. E. S., Blake, S. and Tuffen, H. (2014) Entablator: fracture types and mechanisms. Bulletin of Volcanology 76: 820-833.

French, J. W. (1922) The fracture of homogeneous media. Geological Society of Glasgow Transaction 17: 50-68.

Gilbert, C. M. (1938) Welded tuff in eastern California. Bulletin of Geological Society of American 49: 1829-1862.

Goehring, L. (2008) On the scaling and ordering of columnar joints. Ph.D. Thesis, Department of Physics, University of Toronto, Canada.

Hetényi, G., Taisne, B., Garel, F., Medard, E., Bosshard, S. and Mattsson, H. B. (2012) Scales of columnar jointing in igneous rocks: field measurements and controlling factors. Bulletin of Volcanology 74: 457–482

Humphris, S. E. (1984) The mobility of the rare earth elements in the crust. In: Rare earth geochemistry (Ed. Henderson, H.) 317-42, Elesevier, Amsterdam.

Humphris, S. E. and Thompson, G. (1978) Trace element mobility during hydrothermal alteration of oceanic basalts. Geochimica et Cosmochimica Acta 42: 127-36.

Huxley, T. H. (1881) Physiography: An introduction to the study of nature. Macmillan & Co., London, UK.

Iddings, J. P. (1886) Columnar structure in the igneous rocks on Orange Mountain, New Jersey American. Journal of Science 131: 321-330.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

Jiang, Y. H., Jiang, S. Y., Dai, B. Z., Liao, S. Y., Zhao, K. D. and Ling, H. F. (2009) Middle to late Jurassic felsic and mafic magmatism in southern Hunan province, southeast China: Implications for a continental arc to rifting. Lithos 107: 185-204.

Kaygusuza, A. and Şen, C. (2011) Calc-alkaline I-type plutons in the eastern Pontides, NE Turkey: U–Pb zircon ages, geochemical and Sr–Nd isotopic compositions. Chemie der Erde – Geochemistry 71: 59–75.

Long, P. E. and Wood, B. J. (1986) Structures, textures, and cooling histories of Columbia River basalt flows. Bulletin of Geological Society of American 97: 1144–1155.

Mallet, R. (1875) On the Origin and Mechanism of Production of the Prismatic (or Columnar) Structure of Basalt. Philosophical Transactions of the Royal Society 23: 180-184.

McDonough, W. F. and Sun, S. -S. (1995) Composition of the earth. Chemical Geology 120: 223-253.

McPhie, J., Doyle, M., Allen, R. L. and Allen, R. (1993) Volcanic textures. A guide to the interpretation of textures in volcanic rocks. Centre for Ore Deposit and Exploration Studies, University of Tasmania.

Menger, F. M., Zhang, H., Caran, K. L., Seredyuk, V. A. and Apkarian, R. P. (2002) Gemini-induced columnar jointing in vitreous ice. Cryo-HRSEM as a tool for discovering new colloidal morphologies. Journal of American Chemical Society 20: 1140-1141.

Menuge, J. F., Brewer, T. S. and Seeger, C. M. (2002) Petrogenesis of metaluminous A-type rhyolites from the St Francois Mountains, Missouri and the Mesoproterozoic evolution of the southern Laurentian margin. Precambrian Research 113: 269-291.

Müller, G. (1998a) Starch columns: Analog for basalt columns. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 103: 15239-15253.

Müller, G. (1998b) Experimental simulation of basalt columns. Journal of Volcanology and Geothermal Research 86: 93-96.

Nash, W. P. and Crecraft, H. R. (1985) Partition coefficients for trace elements in silicic magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta 49: 2309-2322.

Newbery, R. J., Burns, L. E., Swanson, S. E. and Smith, T. E. (1990) Comparative petrologic evolution of the Sn and W granite of the FairbanksCircle area, interior Alaska. In: Ore-bearing systems, petrogenesis and mineralizing processes (Eds. Stein, H. J. and Hannah, J. L.) 246: 121-142. Geological Society of America, Special Paper.

Pearce, J. A. (1975) Basalt geochemistry used to investigate past tectonic environments on Cyprus. Tectonophysics 25: 41-67.

Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19: 290-300.

Pearce, J. A., Lippart, S. J. and Roberts, S. (1984) Characteristic and tectonic setting of Supra-subduction zone ophiolites. Geological Society of London, Special Publication 16: 77-96.

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.

Phillips, J. C., Humphreys, M. C. S., Daniels, K. A., Brown, R. J. and Witham, F. (2013) The formation of columnar joints produced by cooling in basalt at Staffa, Scotland. Bulletin of Volcanology 75: 715-732.

Ragland, P. C. (1989) Basic Analytical Petrology. Oxford University Press, New York.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data; evaluation, presentation, interpretation. Longman Group Ltd., London, UK.

Roozbahani, L. and Arvin, M. (2010) Petrography, geochemistry and petrogenesis of rhyolitic and andesitic rocks of Nasir-Abad area, SW of Rayen, Kerman. Petrology 1: 1-16 (in Persian).

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97:629–642.

Seshadri, K. V. (1997) Columnar jointing in Mesozoic sandstone of Bhuj series, Kutch Basin, Gujarat, India. Journal of Geological Society of India 49: 452- 453.

Shikazono, N. (2003) Geochemical and tectonic evolution of arc-back arc hydrothermal systems. Implication for the origin of Kuroko and epithermal-vein type mineralizations and the global geochemical cycle. Elsevier, Amsterdam.

Smith, R. E. and Smith, S. E. (1976) Comments on the use of Ti, Zr, Y, Sr, K, P and Nb in classification of basaltic magma. Earth and Planetary Science Letters32: 114-120.

Spry, A. (1962) The origin of columnar jointing, particularly in basalt flows. Journal of Australian Geological Society 8: 192-216.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The Continental Crust: Its composition and evolution; an examination of the geochemical record preserved in sedimentary rocks. Blackwell, Oxford.

Toramaru, A. and Matsumoto, T. (2004) Columnar joint morphology and cooling rate; a starch-water mixture experiment. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 109: B02205.

Twist, D. and Harmer, R. E. (1987) Geochemistry of contrasting siliceous magmatic suites in the Bushveld complex: genetic aspects and implication for tectonic discrimination diagrams. Journal of Volcanology and Geothermal Research 32: 83-98.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis. Unwin Hyman Ltd., London.

Winchester, J. A. and Floyd P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.

Wood, D. A., Joron, J. L. and Treuil, M. (1979) A reappraisal of the use of trace elements to classify and discriminate between magma series erupted in different tectonic settings. Earth and Planetary Science Letters45: 326-336.

Wright, H. M. N., Lesti, C., Cas, R. A. F., Porreca, M., Viramonte, J. G., Folkes, C. B. and Giordano, G. (2011) Columnar jointing in vapor-phase-altered, non-welded Cerro Galán Ignimbrite, Paycuqui, Argentina. Bulletin of Volcanology 73: 1567–1582.