سنگ‌شناسی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه خوان– قهستان (شمال‌خاوری بیرجند، خاور ایران)

نویسندگان

1 سنگ‌شناسی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه خوان– قهستان (شمال‌خاوری بیرجند، خاور ایران)

2 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران

3 گروه مهندسی معدن، دانشکده مهندسی، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران

چکیده

سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری در منطقه خوان گسترش بسیاری دارند و دربردارندة تناوبی از سنگ‏‌های گدازه‏‌ای و آذر‏‌آواری هستند. گدازه‏‌ها بیشتر دربردارندة داسیت، آندزیت و تراکی‏‌آندزیت بازالتی هستند و سرشت کالک‏‌آلکالن (پتاسیم متوسط) دارند. بلورهای ‏‌پلاژیوکلاز (‏‌‏با منطقه‏‌بندی شیمیایی نوسانی و ترکیب آندزین تا الیگوکلاز)، هورنبلند، کوارتز و پیروکسن فراوان‏‌ترین درشت‌بلورهای این‏‌ سنگ‏‌ها هستند‏‌.‏‌‏‌ آپاتیت‏‌ کانی ‏‌فرعی‏‌ این سنگ‏‌ها‏ست. بیشتر بافت‏‌های‏‌‏‌ این ‏‌سنگ‏‌ها پورفیریتیک ‏‌با‏‌ زمینه میکروگرانولار ‏‌و میکرولیتی،‏‌ گلومروپورفیریتیک،‏‌ جریانی و حفره‏‌ای هستند. بافت غربالی، خوردگی‏‌خلیجی و منطقه‏‌بندی از بافت‏‌های‏‌کانیایی آنها بوده و نشان‏‌دهنده نبود تعادل و آلایش ماگما در ‏هنگام بالاآمدن است. تهی‏‌شدگی سنگ‏‌های منطقه از ‏‌Nb و Ti، همانندیِ آنها با ماگماتیسم پهنه فرورانش را نشان می‏‌دهد. بی‏‌هنجاری منفی Nb در ‏‌‏‌سنگ‏‌های منطقه،‏‌ ویژگیِ سنگ‏‌های قاره‏‌ای ‏‌است و نشان‏‌دهنده مشارکت‏‌ پوسته‏‌ای در ‏‌فرایندهای ماگمایی است. برپایه نمودارهای عنکبوتی بهنجارشدة عنصرهای ‏‌کمیاب و نادر ‏‌خاکی، تهی‏‌شدگی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از عنصرهای ناسازگار با پتانسیل یونی بالا (مانند: Ti، Nb، P و Zr) پیامد ماگماتیسم وابسته به پهنه فرورانش، خاستگاه گوشته‏‌ای متاسوماتیزه و غنی‌شده در پی فرایندهای فرورانش و‏‌ ‏‌از‏‌ سوی دیگر،‏‌‏‌‏‌ دارابودن آمفیبول و نیز بالا‏‌‏‌بودن فوگاسیته اکسیژن در ماگماست. برپایه نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه در پهنه فرورانش حاشیه قاره‏‌ای فعال پدید آمده‌اند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrology of volcanic rocks from Khan- Ghohestan area (Northeast of Birjand, East of Iran)

نویسندگان [English]

  • Mohammad Hossein Yousefzadeh 1
  • Fatemeh Fanoodi 2
  • Golamreza Fotoohirad 3
1 Department of Geology, Faculty of Science, University of Birjand, Birjand, Iran
2 Department of Geology, Faculty of Science, University of Birjand, Birjand, Iran
3 Department of Mining Engineering, Faculty of Engineering, University of Birjand, Birjand, Iran
چکیده [English]

The Tertiary volcanic rocks in the Khan area have vast outcrops and alternatively include of lava and pyroclastic rocks. The composition of most lavas are dacite, andesite and basaltic trachyandsite with medium potassium calc-alkaline nature. The most phenocrysts in these rocks include oscillatory chemical zonal plagioclases with andesine to oligoclase composition, hornblende, pyroxene, and quartz with apatite as a common accessory mineral. The most important textures of these rocks are porphyritic with microgranular and microlitic matrix, glomeroporphyritic, flow and vesicular. The essential mineral textures are sieve, gulf corrosion and zoning, which point to inequilibrium and magma mixing processes during magma ascension. Depletion of Ti and Nb of these rocks can be indication of magmatism of subduction zone.Nb negative anomaly in the rocks under study is indicator of continental rocks and may be related to crustal involvement in magmatic processes. Based on normalized spider diagrams for rare and rare earth elements, depletion of incompatible elements with high ionic potential such as Ti, Nb, P and Zr in the studied samples can be attributed to magmatism of subduction zone and may be ascribed to the presence of an enriched and metasomatized mantle source by subduction processes and also the occurrence of amphibole and high oxygen fugacity in the magma. Based on the interpretation of tectono-magmatic diagrams, the study volcanic rocks are related to active continental margin subduction zone.

کلیدواژه‌ها [English]

  • andesite
  • calc-alkaline
  • active continental margins
  • mantle source
  • Khan– Ghohestan
  • Lut block

مقدمه

منطقه خوان– قهستان در نزدیک به 90 کیلومتریِ شمال‌خاوری بیرجند (30 کیلومتریِ قهستان) و میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری '40 °59 تا '43 °59 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی '14 °33 تا '20 °33 است. همچنین، در نقشه زمین‏‌شناسی 1:100000 سرچاه این منطقه در شمال‌خاوری بیرجند (Omrani، 2002) و در جنوب‌خاوری نقشه زمین‏‌شناسی 1:250000 قاینات (Eftekharnezhad, 1991) در استان خراسان جنوبی در خاور ایران) جای گرفته است. مهم‏‌ترین راه دسترسی به منطقه از راه بیرجند– قهستان- خوان است (شکل 1).

این منطقه در کرانة شمال‌باختری ایالت ساختاری سیستان و شمال‌خاوری پهنه لوت جای دارد و دربردارندة سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری است. تناوب سنگ‏‌های گدازه‏‌ای و آذرآواری گستره چشمگیری را در بر گرفته است. این سنگ‏‌ها با رسوب‌های جوان کواترنری پوشیده شده‏‌اند. برپایه داده‏‌های نقشه زمین‏‌شناسی 1:100000 سرچاه، سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری و آذرآواری‏‌های مرتبط با آنها از سنگ‌های این منطقه هستند (Omrani and Nazary, 2002).

 

 

 

شکل 1- نقشه راه‏‌های دسترسی به منطقه منطقه خوان– قهستان در شمال‌خاوری بیرجند (خاور ایران) (برگرفته از نقشه 1:100000 سرچاه؛ Omrani، 2002)

 

 

این منطقه، بخشی از مجموعه جوش‌خورده پدیدآمده از برخورد پهنه لوت با بلوک افغان است و به‌نام زمین درز سیستان شناخته می‌شود (Tirrul et al.1983).

برپایه بررسی‌های Fotoohi Rad (2004) حرکت بلوک لوت به‌سوی بلوک افغان، در پی فرورانش سنگ‌کردة اقیانوسی به‌سوی خاور است.

برپایه پیشنهاد Elah Pour و همکاران (2011)، سرشت آتشفشانی‏‌های ترشیری در شمال‌خاوری بیرجند، کالک‏‌آلکالن و وابسته به حاشیه قاره‏‌ای فعال است.

بررسی‏‌های Mohammadi و همکاران (2011) در منطقه حسین‌آباد (جنوب‏‌باختری بیرجند) نشان می‌دهد سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری منطقه از سری ماگمایی کالک‌آلکالن با ویژگی آداکیتی هستند و خاستگاهی گارنت آمفیبولیتی دارند.

یافته‌های Yousefzadeh و Sabzehei (a2012) نشان می‏‌دهد آندزیت، داسیت، آندزیت‏‌داسیتی، تراکی‏‌آندزیت، آندزیت بازالتی و ریولیت از سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه بیرجند– خوسف بوده و سری ماگمایی آنها کالک‏‌آلکالن است. پهنه پیدایش این سنگ‏‌ها با حاشیه فعال قاره‏‌ای همخوانی دارد. داسیت‏‌ها و آندزیت‏‌های داسیتی این منطقه برونبوم‏‌های گوناگون آمفیبولیتی و متاپلیتی دارند.

در بررسی‏‌های Yousefzadeh و Sabzehei (b2012) سن سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه بیرجند - خوسف ترشیری (ائوسن- الیگوسن) دانسته شده است.

در راستای بررسی پیدایش و پیشینه زمین‏‌شناسی خاور کشور، این پژوهش به بررسی‌‌ زمین‏‌شیمی و سنگ‌شناسی این سنگ‏‌های آتشفشانی می‌پردازد.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

برپایه نقشه 100000/1 سرچاه، سنگ‌های آتشفشانی منطقه خوان– قهستان سن الیگو- میوسن دارند (Omrani, 2002). در این زمان، در پی فرایند‏‌های کششی اندک، بخشی از ماگماتیسم این زمان به‌صورت روانه‏‌های گدازه‏‌ای شده‌ است. روانه‏‌های الیگو- میوسن داسیتی و گدازه‏‌های آندزیتی و آندزیت بازالتی هستند و همراهانی از سنگ‏‌های آذرآواری دارند. نهشته‏‌های آذرآواری در منطقه حجم چشمگیری دارند. این نهشته‏‌ها در مرحله‌های نخستین و انفجاری فرایند‏‌های آتشفشانی در منطقه پدید آمده‌اند. رخنمون‏‌های فراوانی از تراکی‌آندزیت‏‌های بازالتی در بلندی‌های خاوری روستاهای خوان و آنیک و جنوب‏‌باختر روستاهای مناوند و ماسنان به‌صورت سنگ‏‌های گدازه‏‌ای سرخ‌رنگ دیده می‏‌شوند. در برخی بخش‌ها، تراکی‌آندزیت‏‌های بازالتی به رنگ خاکستری تیره و دانه‏‌ریز برونزد دارند. در کل، آندزیت‏‌ها بیشترین گستردگی را در جنوب منطقه دارند (شکل 2). در بسیاری از توده‏‌های منطقه خوان– قهستان، درزه‏‌ها و شکستگی‏‌ها، استحکام نخستین سنگ‏‌ها را از میان برده‌اند و ازاین‌رو، سنگ‌ها بسیار دچار دگرسانی شده‏‌‏‌اند. سیستم شکستگی‏‌های سیستماتیک درزه‏‌ای منظم بوده و فرسایش پلکانی در آندزیت‏‌ها را در پی داشته است. رخنمون پیروکسن آندزیت‏‌ها در بخش‌های خاوری تا باختری منطقه خوان دیده می‏‌شود. رنگ این سنگ‌ها تیره‏‌تر از آندزیت و خاکستری تیره است. داسیت‏‌ها در بخش‌های شمال‌خاوری منطقه به‌صورت ساخت‏‌های ستونی دیده می‏‌شوند. در برخی بخش‌ها، آذرآواری‏‌ها در زیر گنبدهای داسیتی به چشم می‏‌خورند. این آذرآواری‌ها کهن‏‌تر از داسیت‏‌ها هستند و در پی فرسایشِ بسیار، گاه به رنگ تیره هم دیده می‏‌شوند. سیستم‏‌های گسلی و درزه‏‌ای، بر فرایندهای دگرسانی و فرسایشی افزوده است؛ به‌گونه‌ای‌که آبراهه‏‌ها و دره‏‌ها در راستای آنها پدید آمده‌‏‌اند. در منطقه خوان– قهستان، گسل‏‌خوردگی و شکستگی‏‌های پیچیده، بسیار بیشتر از چین‌خوردگی‏‌ها دیده‏‌ می‏‌شوند.

 

روش انجام پژوهش

برای شناسایی مجموعه سنگ‏‌های منطقه و روابط صحرایی آنها، نخست بررسی‏‌های صحرایی انجام شد و سپس شمار 85 مقطع نازک ساخته و ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی و بافتی آنها بررسی شد.برای بررسی‏‌های شیمیایی شمار 10 نمونه که دربرگیرنده همه واحدهای سنگی منطقه بود به روش ICP (برای عنصرهای اصلی) و ICP-MS (برای عنصرهای فرعی و کمیاب) در آزمایشگاه ACME کشور کانادا تجزیه شیمیایی شده‏‌اند. از نرم‏‌افزارهایCorelDraw، Minpet، GCDkit و ArcGIS برای رسم نقشه‏‌ها و نمودارها بهره گرفته شد.

 

 

شکل 2- نقشه زمین‏‌شناسی منطقه خوان– قهستان در شمال‌خاوری بیرجند (خاور ایران) (برگرفته از نقشه 1:100000 سرچاه؛ Omrani، 2002)

 

 

سنگ‏‌نگاری

1- تراکی‌آندزیت بازالتی

رخنمون‏‌های فراوانی از تراکی‏‌آندزیت بازالتی در بلندی‌های جنوب‏‌باختری و خاور منطقه، به رنگ‏‌های خاکستری تیره و یا سرخ دیده می‏‌شوند. این سنگ‏‌ها بافت‏‌های دانه‏‌ریز (میکروکریستالین)، پورفیریتیک با خمیره ریزدانه تا نهان‌بلورین و میکرولیتی دارند. اختلاف بسیار و ناگهانی میان اندازه فنوکریست‏‌ها و زمینه را پیامد تبلور مرحله‏‌ای می‏‌دانند؛ به‌گونه‌ای‌که بلورهای درشت در ژرفا پدید می‌آیند و نشان‌دهندة مراحل نخستین تبلور هستند (Shelly, 1993). میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز گاه بافت جریانی نشان می‏‌دهند (شکل 3-A). برپایه پیشنهاد Hyndman (1985)، علت پیدایش بافت غالب میکرولیتی در این سنگ‏‌ها را این‌گونه دانست که ماگمای سازنده این سنگ‏‌ها مواد فرار داشته و هنگام حرکت به‌سوی بالا، با آب‏‌های زیرزمینی برخورد کرده است. این ویژگی به آنها کمک می‏‌کند به‌صورت جریانی پدید آیند. انباشتگی بلورهای کلینوپیروکسن (اوژیت) نیز پیدایش بافت گلومروپورفیریتیک را در پی داشته است (شکل 3- B). این بافت پیامد انباشتگی درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در زمینه‏‌ای از ریزبلورهای پلاژیوکلاز، پیروکسن و کانی‏‌های کدر است. بلورها هنگام بالاآمدن ماگما با یکدیگر برخورد می‏‌کنند و چنانچه شبکه بلوری آنها با یکدیگر موازی باشد و یا در جهت ماکلی مناسب قرار گیرند، به یکدیگر می‌چسبند و گلومرول‏‌ها را پدید می‌آورند (Shelley, 1993).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از تراکی‏‌آندزیت‏‌های بازالتی منطقه خوان (شمال‌خاوری بیرجند). A) بافت‏‌های میکرولیتی جریانی، دو سر چنگالی و کرواتی در پلاژیوکلازها؛ B) بافت گلومروپورفیریتیک پدیدآمده از انباشتگی درشت‏‌بلورهای کلینوپیروکسن؛ C) بافت غربالی و منطقه‏‌بندی شیمیایی در پلاژیوکلاز؛‏‌ D) هورنبلندهایی با حاشیه اپاسیتی و بافت پورفیریتیک

 

 

پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار (سانیدین) کانی‏‌های اصلی هستند؛ اما هورنبلند، کلینوپیروکسن و بیوتیت نیز به مقدار کمتر یافت می‌شوند. پلاژیوکلازها نزدیک به 55 تا 60 درصد حجمی کل سنگ را در برگرفته‌اند و برپایه زاویه خاموشی (روش میشل لوی) در محدوده الیگوکلاز تا آندزین جای می‏‌گیرند. این کانی به دو صورت فنوکریست شکل‏‌دار تا نیمه‌‏‌شکل‏‌دار و میکرولیتی در خمیره سنگ دیده می‌شود. پلاژیوکلاز با بزرگی چند دهم میلیمتر تا سه میلیمتر، فراوان‏‌ترین کانی سازندة این سنگ‌هاست. این کانی گاه کناره‏‌های خلیجی‌شکل و بافت غربالی (همگن) و با منطقه‏‌بندی دارد (شکل 3- C). بافت غربالی پیامد تغییرات دمایی و شیمیایی بلوری است که در تماس با مذاب است. این بافت چه‌بسا در پی انتقال بلور به بخش دیگری از ماگما، یا پیدایش جریان مذاب در میان بلورهایی که زودتر پدید آمده‏‌اند و یا جدایش بلوری پیشرونده مذاب پدید می‌آید (Reubi, 2002; Arvin et al., 2003). در برخی مقطع‌ها، میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز در زمینه، بافت دو سر چنگالی دارند (شکل 3- A). این بافت نشان‌ می‌دهد نرخ سرد‏‌شدن ماده مذاب بسیار پرشتاب بوده است (Lofgeron, 1980). همچنین، برپایه بررسی‌های Mislanker و همکاران (2001)، سردشدگی، جریان سیالی، ترکیب مایع، سرعت هسته‏‌بندی و رشد، هسته‏‌بندی ناهمگون و ته‌نشینی یا شناوری بلورها از سازوکارهایی هستند که بافتِ میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز (مانند: بافت دو سر چنگالی) را کنترل می‏‌کنند.

هورنبلندها حاشیه اپاسیتی دارند (شکل 3- D). حاشیه اپاسیتی پیامد واکنش‏‌های اکسیداسیون هنگامِ فوران بوده و بیشتر از کانی‏‌های تیتانومگنتیت، ایلمنیت و مگنتیت ساخته شده است (Plechov et al., 2006). افت فشار، گسترة پایداری برخی کانی‏‌ها را کاهش می‌دهد و آنها را دستخوش واجذبی می‌کند؛‌ ازاین‌رو، حاشیه‏‌های سیاه رنگی در گرداگرد بلورهایی مانند هورنبلند پدید می‌آیند (Devine and Sigurdsson, 1995).

 

آندزیت

آندزیت فراوان‏‌ترین واحد سنگی در منطقه خوان است که به‌صورت گدازه‏‌ای و آذرآواری‏‌های مرتبط، در بخش‌های مرکزی، خاور و باختر منطقه رخنمون دارد. بافت غالب در آندزیت‏‌ها، پورفیریتیک با خمیره دانه‏‌ریز تا نهان‌بلور و گاه خمیره میکرولیتی است (شکل 4- A).

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از آندزیت‌های منطقه خوان (شمال‌خاوری بیرجند). A) بافت پورفیریتیک با زمینه دانه‏‌‏‌ریز، درشت‏‌بلور پلاژیوکلاز با بافت غربالی و بلورهای هورنبلند با حاشیه اپاسیتی؛ B) چندرنگی قهوه‏‌ای روشن تا تیره هورنبلند و نیز بافت پورفیریتیک با زمینه میکرولیتی؛ C) درشت‏‌بلور‏‌های کلینوپیروکسن (اوژیت) در زمینه ساخته‌شده از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز؛ D) درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی شیمیایی که از مرکز به کانی‏‌هانی رسی و کربنات کلسیم دگرسان شده‏‌اند


 

 

در برخی نمونه‏‌ها، بافت گلومروپورفیریتیک و در برخی، بافت حفره‏‌ای نیز دیده می‏‌شود (اندازه حفره‌ها تا 2 میلیمتر). بافت حفره‏‌ای پیامد خروج مواد فرار و گازی است. گاه حفرها از کانی‏‌های کربناته پر شده و بافت آمیگدالوییدال را پدید آورده‌اند. پلاژیوکلاز اصلی‏‌ترین کانی سازندة آندزیت‏‌های منطقه است (شکل 4- A). این کانی60 تا 65 درصد حجم کل سنگ را در بر می‌گیرد. فراوانی این کانی نشان می‌دهد هنگام فوران ماگمای آندزیتی، پلاژیوکلاز فاز جامد گدازه بوده است (Housh and Luher, 1991). دربارة علت پیدایش بافت غربالی (شکل 4- A)، افزون بر نبود تعادل شیمیایی، بالاآمدن پرشتاب ماگما و کاهش ناگهانی فشار و آلایش پوسته‏‌ای پیشنهاد شده است (2002 Raymond,). در برخی نمونه‏‌ها، هورنبلند چندرنگی قهوه‏‌ای روشن تا تیره نشان می‏‌دهد (شکل‌های 4- A و 4- B)؛ اما در بیشتر نمونه‏‌ها، هورنبلند سبز دیده می‏‌شود. بلورهای ریز آپاتیت که کانی ویژه آندزیت‏‌های کوهزایی است (Kuno, 1969)، از کانی‌های فرعی این سنگ‌هاست.

 

پیروکسنآندزیت

پیروکسن آندزیت‏‌ها در بخش‌های خاوری و باختری منطقه دیده می‏‌شوند. رنگ این سنگ‌ها تیره‏‌تر از آندزیت و به رنگ خاکستری تیره است. بافت بیشتر آنها پورفیریتیک، میکرولیتیک و شیشه‏‌ای است. پلاژیوکلاز و پیروکسن کانی اصلی (شکل 4- C) و هورنبلند کانی عادی این سنگ‌هاست.بلورهای پلاژیوکلاز گاه به شکل صلیب هم دیده می‏‌شوند (شکل 4- D). برخی پلاژیوکلازها لبه‌های گردشده دارند که پیامد جذب دوباره ناقص، نبود تعادل شیمیایی، بالا‏‌آمدن پرشتاب ماگما، کاهش ناگهانی فشار و نقش آلایش پوسته‏‌ای است (Housh and Luher, 1991). برپایه بررسی‌های Shelley (1993)، ماکل آلبیتی دیده‌شده در برخی بلورهای پلاژیوکلاز، همانند هم‌رشدی دو بلور هم ترکیب است که چه‌بسا نخستین یا ثانویه باشند. پیروکسن دومین کانی فراوان این سنگ‌هاست و نزدیک به 15 تا 20 درصد حجم این سنگ‏‌ها را در بر می‌گیرد. پیروکسن‏‌هایِ این سنگ‏‌ها، از نوع کلینوپیروکسن (اوژیت) است. کانی‏‌های کدر و کانی‏‌های رسی کانی‏‌های ثانویه پدیدآمده از دگرسانی هستند. کربناتی‏‌‏‌شدن پیروکسن‏‌ها و پلاژیوکلازها از دگرسانی‏‌های رایج در این سنگ‏‌هاست. کلسیت از کانی‏‌های ثانویه‏‌ای است که در متن سنگ و به‌صورت رگه، در شکستگی‏‌های سنگ دیده می‏‌شود. فرایند اُپاسیتی‏‌شدن در بلورهای منشوری هورنبلند دیده می‌شود و در برخی بلورها، تنها حاشیه آنها و در برخی دیگر، همه بلور با کانی‏‌های کدر جایگزین شده است. جایگزینی کانی پلاژیوکلاز با کانی رسی در سنگ‏‌های منطقه بسیار رایج است.

 

داسیت

رخنمون گنبدهای داسیتی در بخش‌های شمالی و شمال‌خاوری منطقه دیده می‏‌شوند. بخش بالایی این گنبدها، ساخت‏‌های ستونی شگرفی را به نمایش می‏‌گذارند. رنگ این سنگ‏‌ها خاکستری روشن بوده و از فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، کوارتز نیمه‌شکل‏‌دار و کمی آلکالی‌فلدسپار (سانیدین) ساخته شده‏‌اند. بافت این سنگ‏‌ها پورفیریتیک، با خمیره دانه‏‌ریز تا دانه متوسط و گاه میکرولیتیک است. جایگیری بلورهای درشت در زمینه‏‌ای از کانی‏‌های دانه‏‌ریز (میکرولیت) و یا شیشه نشان‏‌دهنده پیدایش فنوکریست‏‌ها در پی تبلور آهسته در ژرفای زمین و پیدایش زمینه در پی سرد‏‌شدن پرشتاب (در سطح و یا نزدیکی سطح) است (Vernon, 2004). پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و کوارتز از کانی‏‌های اصلی و آلکالی‌فلدسپار و کانی‏‌های فرومنیزین، از کانی‏‌های عادی این سنگ‏‌ها هستند. پلاژیوکلاز فراوان‏‌ترین فنوکریست در داسیت‏‌های منطقه است. ترکیب پلاژیوکلاز برپایه زاویه خاموشی در محدوده (الیگوکلاز- آندزین) جای می‏‌گیرد. در برخی نمونه‏‌ها، پلاژیوکلازها منطقه‏‌بندی دارند. لبه‌های خورده‌شده و هسته گردشده که پیامد جذب توسط ماگماست نیز در این نمونه‌ها دیده می‌شوند. بلورهای ریزی از پلاژیوکلاز نیز در خمیره یافت می‌شوند. برخی درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با به‌دام‌انداختن هورنبلند و بیوتیت بافت پویی‏‌کیلیتیک نشان می‏‌دهند (شکل 5-‏‌A ).


 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از داسیت‌های منطقه خوان (شمال‌خاوری بیرجند). A) درشت‌بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار هورنبلند با ماکل نواری و حاشیه اپاسیتی؛ B) بافت پویی‌کیلیتیک در پلاژیوکلاز و پلاژیوکلاز‏‌های سالم و دگرسان‌شده

 

 

از نکته‌های مهم در نمونه‏‌های بررسی‌شده، رویداد پلاژیوکلاز سالم و دگرسان‌شده در کنار هم است (شکل 5- B). برپایه پیشنهاد Shelley (1993)، این دو، مربوط به دو نسل پلاژیوکلاز است. پلاژیوکلازهای سالم که به‌صورت درشت‌بلور یا میکرولیت (در خمیره) دیده می‏‌شوند، نسل دوم هستند. در پی رفتار محلول‏‌های گرمابی، پلاژیوکلاز نسل اول زودتر واکنش داده و دگرسان شده است؛ اما پلاژیوکلاز نسل دوم به نسبت سالم به‌جای مانده است (دگرسانی انتخابی).دگرسانی‌های آرژیلیک، کربناتی‏‌شدن و اکسیدشدن از دگرسانی‌های رایج در منطقه هستند. دگرسانی آرژیلیک در پی آب‏‌شویی فلدسپار‏‌ها و در شرایط اسیدی روی می‌دهد. کربناتی‏‌شدن نیز در پی رفتار محلولی سرشار از CO2 رخ می‌دهد. جایگزینی کانی پلاژیوکلاز با کانی رسی در سنگ‏‌های منطقه بسیار رایج است. دگرسانی آرژیلیک حدواسط بر فلدسپار‏‌های پلاژیوکلاز مؤثر است و با پیدایش کانی‏‌های رسی کائولینیت و گروه اسمکتیت (بیشتر مونت‌موریلونیت) شناخته می‏‌شود. دگرسانی آرژیلیک حدواسط بیشتر با متاسوماتیسم H+ همراه است (2009 Pirajno,).

 

زمین‏‌شیمی و سنگ‌زایی

داده‌های تجزیه شیمیایی به روش ICP برای عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی)و روش ICP-MS برای عنصرهای فرعی و کمیاب (برپایه ppm)، برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه خوان در جدول 1 آورده شده‌اند.

 

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه خوان– قهستان (شمال‌خاوری بیرجند) (اکسید عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و عنصرهای فرعی و کمیاب برپایه ppm)

Sample No.

F-9

F-15

F-69

F-74

F-98

F-102

F-103

F-115

F-118

F-87

SiO2

68.13

67.72

66.10

66.67

65.25

58.43

67.67

57.36

56.81

64.38

TiO2

0.40

0.41

0.38

0.42

0.52

1.13

0.38

1.33

1.31

0.55

Al2O3

15.37

15.8

15.22

15.11

15.64

17.08

14.62

17.38

17.29

15.63

Cr2O3

0.004

0.009

0.007

0.006

0.006

0.007

0.006

0.005

0.006

0.006

Fe2O3t

3.12

3.72

3.09

3.22

4.34

7.15

3.05

7.08

7.30

4.36

MnO

0.06

0.09

0.04

0.03

0.06

0.13

0.11

0.13

0.12

0.08

MgO

1.25

1.32

1.32

1.58

1.36

2.94

1.49

3.33

3.27

1.99

CaO

4.11

3.83

4.38

4.35

4.54

5.53

3.33

5.72

5.69

4.68

Na2O

3.81

3.88

3.61

3.68

4.06

4.57

3.38

4.84

4.74

3.67

K2O

1.84

2.09

1.81

1.95

1.74

1.62

2.92

1.56

1.53

1.92

P2O5

0.15

0.15

0.14

0.12

0.27

0.50

0.10

0.51

0.49

0.27

LOI

1.6

1.4

3.7

2.7

½

0.7

2.8

0.5

1.2

2.2

Ni

20

29

23

22

20

25

20

22

26

20

Sc

6

6

6

8

8

10

7

11

11

8

Ba

342

335

393

294

328

225

412

212

245

279

Be

2

1

2

1

1

3

1

3

1

1

Co

6.3

7.4

5.

7.8

7.6

16.2

6.6

17.1

16.8

2.2

Cs

2.2

4.8

3.6

6.3

2.4

1.2

5.2

0.6

0.1

1.6

Ga

14.8

14.2

13.5

14.3

15.2

16.6

13.9

17.0

16.2

13.6

Hf

4.7

4.7

4.2

4.0

5.2

5.7

4.0

5.7

5.8

5.0

Nb

8.1

7.7

7.6

6.7

10.7

16.3

8.3

17.1

16.6

10.2

Rb

59.5

69.7

84.8

72.8

45.2

34.2

103.0

20.1

25.3

49.5

Sn

2

3

2

2

2

2

2

2

2

1

Sr

259.6

241.9

298.0

246.2

310.8

450.3

210.6

490.6

496.1

292.4

Ta

0.7

0.6

0.7

0.6

0.8

1.1

0.8

1.2

1.1

0.8

Th

11.0

11.2

12.0

10.9

8.9

6.5

13.6

6.2

6.2

9.0

U

2.0

2.3

2.2

2.2

1.8

1.3

3.0

1.2

1.1

1.5

V

45

48

44

63

62

66

48

77

74

62

W

1.1

1.3

0.9

1.5

0.8

0.5

1.0

0.5

0.5

0.6

Zr

208.8

205.5

175.2

164.7

242.7

299.0

167.6

299.0

288.5

241.0

Y

16.7

16.2

14.4

15.1

22.5

28.5

18.6

28.9

27.3

23.3

La

27.4

25.4

25.6

22.0

30.2

33.1

25.5

31.3

32.0

29.5

Ce

48.2

46.1

41.3

39.1

54.7

63.5

45.8

61.5

60.6

54.5

Pr

5.04

4.86

4.65

4.23

6.01

7.07

4.68

7.07

6.80

5.65

Nd

17.5

17.1

15.6

15.0

21.8

26.2

16.6

26.5

26.3

20.2

Sm

3.44

3.20

2.96

2.92

4.16

5.39

3.19

5.32

5.27

3.84

Eu

0.84

0.83

0.78

0.76

1.13

1.56

0.64

1.55

1.55

1.07

Gd

3.17

3.04

2.86

2.62

4.10

5.32

3.19

5.20

5.20

4.02

Tb

0.50

0.51

0.46

0.45

0.67

0.86

0.51

0.87

0.86

0.67

Dy

2.82

2.88

2.49

2.69

3.77

5.11

3.05

5.08

4.80

3.75

Ho

0.59

0.56

0.54

0.53

0.81

1.07

0.65

1.04

1.00

0.80

Er

1.71

1.74

1.41

1.53

2.41

2.86

1.87

2.99

2.93

2.31

Tm

0.25

0.25

0.23

0.26

0.35

0.46

0.31

0.46

0.43

0.35

Yb

1.65

1.77

1.48

1.78

2.38

2.90

1.96

2.77

2.79

2.32

Lu

0.26

0.27

0.25

0.27

0.38

0.47

0.31

0.44

0.46

0.38

 

 

برای نامگذاری شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه، نمودارهای گوناگونی به‌کار برده شد. برپایه نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (Cox et al., 1979)، نمونه‏‌های منطقه خوان در محدوده داسیت، آندزیت و تراکی‏‌آندزیت بازالتی هستند (شکل 6- A). در نمودار مجموع آلکالی‏‌ها (Na2O + K2O) در برابر SiO2 (Irvine and Bragar, 1971) نیز نمونه‌ها در محدوده ساب‏‌آلکالن و نزدیک به مرز جداکننده ساب‌آلکالن از آلکالن جای می‌گیرند (شکل 6- B). در نمودار پیشنهادیِ Muller و Groves (1992)، نمونه‏‌ها در محدوده کالک‌آلکالن ‌هستند (شکل 6- C). در نمودار پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976) نیز سنگ‏‌های منطقه در سری ماگمایی کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط جای می‏‌گیرند (شکل 6- D).

 

 

شکل 6- جایگاه نمونه‏‌های منطقه خوان (شمال‌خاوری بیرجند) در: A) نمودار (Na2O + K2O) در برابر SiO2 Cox et al., 1979)؛ B) نمودار مجموع آلکالی‏‌ها (Na2O + K2O) در برابر SiO2 (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار Ta/Yb در برابر Ce/Yb Muller and Groves, 1992))؛ D) نمودارK2O در برابر SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976)

 

 

در بررسی رفتار زمین‏‌شیمیایی عنصرها در سیستم ماگمایی، نمودارهای گوناگونی برای عنصرها رسم شد‌ه‌اند. با توجه به حساسیت برخی عنصرهای فرعی و کمیاب در برابر تحولات ماگمایی، پراکندگی‏‌ عنصرها نشان‌دهندة تغییر شرایط زمین‏‌شیمیایی هنگام پیدایش، بالاآمدن، فوران و انجماد ماگماست. البته با وجود پراکندگی‏‌ها، برخی نمودارها روند افزایشی و یا کاهشی آشکاری نشان می‏‌دهند. در نمودار عنصرهای کمیاب خاکی بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)، غنی‏‌شدگی از LREE با آنومالی منفی ضعیف یوروپیم (Eu) دیده می‌شود (شکل 7- A). شیب منفی نشان می‏‌دهد این پدیده به غنی‏‌شدگی انتخابیِ عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) (از La تا Nd) وابسته است. آنومالی منفی و ضعیف یوروپیم نشان‌دهنده نقش جدایش بلوری پلاژیوکلاز در تحول سنگ‏‌های منطقه است (Anderson and Arthur, 1984). در نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت، عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل 7- A). این نکته نشانة گارنت‌داربودن خاستگاه است (Schandle, 2002). به باور Winter (2001)، آنچه غنی‏‌شدگی سنگ‏‌های یک ناحیه از LREE را در پی دارد، پیدایش آنها در پهنه‌های فرورانش است. غنی‏‌شدگی LREE در برابر HREE، پیامد ناسازگارتر‏‌بودن LREE در برابر HREE است. در نمودار فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر که در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) بهنجارشده‌اند، شیب منفی، غنی‏‌شدگی انتخابی عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) در برابر عنصرهای کمیاب با شدت میدان بالا (HFSE) را نشان می‏‌دهد. در این نمودار عنصرهای K، U، Th و Cs آنومالی مثبت و عنصرهای Ti، P، Nb و Ba آنومالی منفی نشان می‏‌دهند (شکل 7- B).

 

 

 

شکل 7- نمونه‏‌های منطقه خوان (شمال‌خاوری بیرجند) در: A) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب به‏‌هنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ B) نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر و کمیاب به‏‌هنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)

 

 

به باور Wang و همکاران (2004)، غنی‏‌شدگی از Cs، نشانه آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای است. این فرایند در پی انباشتگی بالای این عنصر در پوسته قاره‏‌ای و توقف ماگمای سازنده سنگ‏‌ها (هرچند برای مدت کوتاه) در پوسته قاره‏‌ای زیرین، به‌همراه نفوذ سیال‌های پوسته‏‌ای به درون ماگما و یا هضم مواد پوسته‏‌ای درون ماگما در هنگام بالاآمدن روی می‌دهد. در کل، LILE غنی‏‌شدگی بیشتری نشان می‏‌دهند؛ زیرا به پهنه فرورانش وابستگی دارند (Zanette et al., 1999). غنی‏‌شدگی از LILE (مگر Ba) از ویژگی‌های ماگمای وابسته به پهنه فرورانش است (Gencalioglu Kuscu and Geneli, 2010).

در نمودارهای عنکبوتی که برپایه داده‏‌های بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی، آنومالی منفی Nb و Ti پیدایش ماگما در پهنه‌های فرورانش را نشان می‌دهد (Wilson, 1989). به باور Rollinson (1993)، آنومالی منفی Nb نشان‌دهندة سنگ‏‌های قاره‏‌ای است و چه‌بسا نشان‏‌دهنده شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی تیز باشد. غنی‌شدگی نمونه‏‌ها از عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (مانند: Rb و K) و تهی‏‌شدگی یکنواخت از عنصرهای با قدرت یونی بالا (مانند: Nb و Ti) نشان‏‌دهندة ماگماتیسم در کمان‏‌های آتشفشانی حاشیه قاره است (Wilson, 1989; Chappell, 1999). تهی‏‌شدگی عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، P و Ti) از ویژگی‏‌های برجسته محیط‏‌های کمانی است. این ویژگی، خاستگاه ماگما از پوسته اقیانوسی فرورونده و گوة گوشته‏‌ای دگرنهاد روی آن، تحمل فرایند تبلور جدایشی و نیز هضم و آلایش ماگما با مواد پوسته‏‌ای را نشان می‌دهد (Saunders et al., 1992; Nagudi et al., 2003). در ریولیت‏‌ها، تهی‏‌شدگی آشکار Ti و P به جدایش بلوریِ آپاتیت و تیتانومگنتیت و غنی‏‌شدگی Th و U در این سنگ‏‌ها، به آلودگی پوسته‏‌ای و یا ویژگی‌های خاستگاه وابسته است (Gencalioglu Kuscu and Geneli, 2010). ناهنجاری منفی Nb از ویژگی‏‌های آشکار سنگ‏‌های قاره‏‌ای است. ازاین‌رو، ناهنجاری‏‌های منفی ماگمای گوشته‏‌ای از عنصر Nb، پیامد آلایش این ماگما با مواد پوسته‏‌ای در هنگام بالاآمدن و جایگزینی است (Rollinson, 1993). آنومالی منفی Ti نیز بازتابی از نقش اکسیدهای Ti و Fe است؛ زیرا برپایه بررسی‌های Rollinson (1993)، این آنومالی پیامد افزوده‏‌شدن عنصر Ti به ساختار کانی‏‌هایی مانند تیتانومگنتیت در مراحل نخستین جدایش بلوری است. آنومالی منفی Ti از ویژگی‏‌های آشکار سنگ‏‌های پوسته‏‌ای است. به باور Wilson (1989)، آنومالی منفی Nb و Ta ویژة پهنه‌های فرورانش و آنومالی مثبت آنها ویژة پهنه‌های کششی و کافتی است. ناهنجاری مثبت Th و U نشانه افزوده‏‌شدن رسوب‌های پلاژیک و یا پوسته اقیانوسی دگرسان‌شده به خاستگاه ذوب‌شدگی است (Gue et al., 2003). الگوی REE نمونه‏‌ها با غنی‌شدگی از LREE و با آنومالی منفی بسیار کم Eu شناخته می‏‌شود. معمولاً آنومالی منفی Eu پیامد جدایش بلورین پلاژیوکلاز است  (Anderson and Arthur, 1984). روند تغییرات عنصرهای کمیاب در سنگ‏‌های منطقه خوان– قهستان کم‌و‌بیش موازی است که این امر نشان‌دهندة هم‌خاستگاه‏‌بودن آنها است. برپایه نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده در برابر عنصرهای کمیاب و نادر خاکی، تهی‏‌شدگی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از عنصرهای ناسازگار با پتانسیل یونی بالا (مانند: Ti، Nb، P و Zr) پیامد ماگماتیسم وابسته به پهنه فرورانش، خاستگاه گوشته‏‌ای متاسوماتیزه و غنی‌شده (در پی فرایندهای فرورانش) و از سوی دیگر، دارابودن آمفیبول و نیز بالا‏‌بودن فوگاسیته اکسیژنِ ماگماست.

برای ارزیابی پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگما و شناسایی کمان ماگمایی حاشیه فعال قاره‏‌ای از کمان ماگمایی جزایر کمانی، از نمودار Pearce (1983) بهره گرفته شد. برپایه این نمودار، سنگ‏‌های منطقه در گروه کمان آتشفشانی قاره‏‌ای جای می‌گیرند. پس پهنه زمین‌ساختیِ پیدایش ماگما در منطقه خوان– قهستان بخشی از پهنه‌های حاشیه فعال قاره‏‌ای به‌شمار می‌رود. نسبت عنصرهای کمیاب Zr-Y برای شناسایی رژیم زمین‌ساختی به‌کار برده می‏‌شود. اگر نسبت Zr/Y بیشتر از 3 باشد، گدازه‏‌ها در پهنه کمان‏‌های آتشفشانی قاره‏‌ای و اگر کمتر از 3 باشد، در کمان‏‌های آتشفشانی اقیانوسی پدید آمده‌اند (1979 Pearce and Norry,). ازآنجایی‌که این نسبت در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه خوان بیشتر از 3 است، پس پیدایش این سنگ‏‌ها در پهنه کمان آتشفشانی قاره‏‌ای دانسته می‌شود (شکل 8-A). برپایه نسبت Zr/Nb، پهنه‌های وابسته به فرورانش و کوهزایی از پهنه‌های غیرکوهزایی شناخته می‌شوند. اگر این نسبت، بیشتر از 10 باشد، نشان‏‌دهندة ماگماتیسم وابسته به خاستگاهی تغییریافته هنگام فرورانش است و اگر این نسبت کمتر از 10 باشد، خاستگاه ماگما غیرکوهزایی بوده است (2006 Sommer,). میانگین این نسبت در سنگ‏‌های منطقه خوان– قهستان 9/21 است (شکل 8- B) و نمودار پیشنهادیِ Thompson و Flower (1986)، نشان می‌دهد سنگ‏‌های آتشفشانی این منطقه در محدوده فرورانش و پس از برخورد جایگیری کرده‌اند. برای شناسایی غنی‏‌شدگی با سیال‌های پهنه فرورانش یا آلودگی پوسته‏‌ای و غنی‏‌شدگی در پهنه درون‌صفحه‏‌ای )شکل 8- C)، نمودار Nb/Rb در برابر Rb/Y به‌کار برده می‌شود (Edwards et al., 1991). روند عمودی داده‏‌ها، ویژگی‌های غنی‏‌شدگی در پهنه فرورانش یا آلودگی پوسته‏‌ای را نشان می‌دهند. همچنین، تغییرات Nb و Rb در سنگ‏‌های منطقه خوان‏‌– قهستان نیز غنی‏‌شدگی در پهنه فرورانش یا آلایش پوسته‏‌ای را نشان می‏‌دهند. جایگاه نمونه‌ها روی نمودار، تهی‏‌شدگی از عنصرهای HFSE را نشان می‌دهد که معمولاً در گدازه‏‌های مربوط به پهنه‌های فرورانش دیده می‏‌شود. در پهنه‌های فرورانش عنصرهای HFSE (مانند: Ti) در صفحه فرورونده به‌جای می‌مانند و عنصرهای LILE (Ba، Rb، Sr، K) به آسانی به بخش بالایی گوشته برده می‏‌شوند (Pearce, 1983). برای بررسی بود یا نبود غنی‏‌شدگی در خاستگاه سنگ‏‌های منطقه خوان، نسبت عنصرهای ناسازگار Y و Zr به‌کار برده شد. برپایه نمودار Sun و McDonough (1989) (شکل 7-‏‌ D)، نمونه‏‌ها در گسترة سنگ‏‌های پدیدآمده از گوشتة غنی‏‌شده جای می‏‌گیرند. علت کاربرد عنصرهای Zr و Y، نامتحرک‌بودن این عنصرها در برابر سیال‌ها و اطلاعاتی است که درباره خاستگاه گوشته‏‌ای و میزان غنی‏‌شدگی و تهی‏‌شدگی در اختیار ما می‌گذارند (Thompson and Flower, 1986 ).


 

 

شکل 7- جایگاه نمونه‏‌های منطقه خوان (شمال‌خاوری بیرجند) در: A) نمودار تغییرات Zr در برابر Zr/Y (Pearce, 1983)؛ B) نمودار فراوانی Zr در برابر Nb (Thompson and Flower, 1986)؛ C) نمودار Nb/Rb در برابر Rb/Y (Edwards et al., 1991)؛ D) نمودار Zr در برابر Y (Sun and McDonough, 1989)

 

 

برای ارزیابی خاستگاه و سنگ مادر سنگ‏‌های این منطقه، نمودار Rb در برابر Rb/Nb (Ozdemir et al., 2006) به‌کار برده شد؛ زیرا گارنت کانی اصلی نگهدارنده Yb و نسبت متغیر Rb/Nb وابسته به گارنت است. پس این نمودار برای شناسایی ذوب گوشته اسپنیل لرزولیتی از گارنت لرزولیتی کاربرد دارد. همان‌گونه‌که در (شکل 8- A) دیده می‏‌شود، روند داده‏‌های منطقه، با منحنی ذوب اسپنیل لرزولیت همخوانی دارد و نشان می‌دهد میزان ذوب برای پیدایش ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها برابر با 1تا 10 درصد بوده است. میزان درجه ذوب‌بخشی کمِ سنگ خاستگاه (1تا 10درصد ذوب)، با شیب کمابیش تند نمودارهای عنکبوتی که پیامد درجه‌های ذوب‌بخشی کم خاستگاه است، کاملاً سازگار است. چنین خاستگاه مشابهی برای سنگ‏‌های آتشفشانی خاور نابر (جنوب‏‌باختری کاشان) با سن ائوسن نیز گزارش شده است (Ebrahimi and Tabatabaei Manesh, 2016).

 

 

 

شکل 8- جایگاه نمونه‏‌های منطقه خوان (شمال‌خاوری بیرجند) در: A) نمودار Rb در برابر Rb/Yb (Ozdemir et al., 2006)؛ B) نمودار Nb/Y به Rb/Y (Chazot and Bertrand, 1995)؛ C) نمودار Rb در برابر Ba/Rb (Askren et al., 1999)

 

 

پهنه انتقالی میان اسپینل لرزولیت و گارنت لرزولیت در ژرفای 60 تا 80 کیلومتر دانسته شده است (Ellam, 1992). به باور برخی زمین شناسان دیگر (مانند: Middlemost، 1985)، چنین ژرفایی در 70 تا 80 کیلومتری گوشته بالایی است. به باور برخی دیگر، بسیاری از گارنت لرزولیت‏‌ها در دمای 900 تا 1400 درجه سانتیگراد و فشار زیر زمین در ژرفای 120 تا 170 کیلومتری پایدار هستند (Gurney and Harte, 1991). به باور آنها، گارنت لرزولیت‌هایی که در بخش بالایی این محدوده دمایی در تعادل هستند، در هاله‏‌های پردمای دیاپیرهای بالاآمده پدید آمده‌اند. اسپینل تا ژرفای 80 کیلومتری پایدار است؛ اما گارنت تا بخش‏‌های ژرف گوشته نیز پایداری دارد (1992 Ellam,). ازآنجایی‌که این نمودار، نشان‏‌دهنده اسپینل‌داربودن و نبود گارنت در خاستگاه سنگ‏‌های این منطقه است، پس بیشینه ژرفای جایگیری ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها، 80 کیلومتر دانسته می‌شود. برپایه نسبت عنصرهای کمیاب (Nb/YوRb/Y) ماگمای پدید‌آمده از مواد گوشته‌ای و پوسته‌ای شناخته می‏‌شوند (Chazot and Bertrand, 1995) (شکل 8-B). اگر نسبت Rb/Nb بیشتر از 1 باشد، نشان‏‌دهنده خاستگاه پوسته‏‌ای ماگمای مادر است و اگر کمتر از 1 باشد، خاستگاه ماگمای مادر گوشته بالایی بوده است. میانگین نسبت Rb/Nb سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه خوان –قهستان، 47/6 است که نشان می‏‌دهد ماگمای مادر سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه از ذوب مواد پوسته‏‌ای پدید آمده است. برای آشکارتر‏‌کردن نقش آلودگی پوسته‏‌ای در پیدایش سنگ‏‌های یادشده، نمودار Rb در برابر Ba/Rb به‌کار برده شد (Askren et al, 1999). همان‌گونه‌که در شکل 8- C دیده می‏‌شود، سنگ‏‌های منطقه خوان- قهستان روند آلایش با پوسته بالایی را نشان می‏‌دهند.

آلودگی‏‌های پوسته‏‌ای برای بسیاری از سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن در بخش‏‌های مرکزی ایران (Ebrahimi and Tabatabaei Manesh, 2016) و شمال‌باختری کشور (Pirmohammadi Alishi, 2015) نیز گزارش شده است.

 

نتیجه‌گیری

- سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری منطقه خوان دربردارندة تناوبی از سنگ‏‌های آذرآواری و گدازه هستند. تناوب آذرآواری‏‌ها و گدازه در منطقه، رخداد ولکانیسم دو مرحله‏‌ای را نشان می‌دهد. در مرحله فوران نخستین، مواد آذرآواری پرتاب و نهشته‏‌شده شده‌اند و سپس با باز‏‌شدن مجاری و دودکش‏‌های آتشفشانی، برون‏‌ریزی جریان‏‌های گدازه‏‌ای روی داده است.

- بافت‏‌ غالب این سنگ‏‌ها پورفیریتیک با خمیره میکروگرانولار، میکرولیتی و شیشه‏‌ای است؛ هرچند بافت‏‌های گلومروپورفیریتیک، جریانی و حفره‏‌ای نیز دیده می‏‌شوند. بافت غربالی، خوردگی خلیجی و منطقه‏‌بندی شیمیایی از بافت‏‌های کانیایی اصلی هستند و نشان‏‌دهنده نبود تعادل و آلایش ماگما در هنگام بالاآمدن هستند.

- آنومالی منفی Ti و Nb در سنگ‏‌های منطقه و همچنین، میزان HREE کم و LREE بالا در آنها نشانه رخداد ماگماتیسم در پهنه فرورانش است.

- برپایه نمودار Rb در برابر Rb/Yb، سنگ خاستگاه مذاب سازنده سنگ‏‌های منطقه، اسپینل لرزولیتی بوده که نزدیک به 1 تا 10 درصد ذوب‌بخشی را سپری کرده است.

- بی‏‌هنجاری منفی Nb در سنگ‏‌های منطقه که ویژگیِ سنگ‏‌های قاره‏‌ای است، مشارکت پوسته‏‌ای در فرایندهای ماگمایی را نشان می‌دهد.

- برپایه نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگما، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه خوان، بخشی از پهنه فرورانش حاشیه قاره‏‌ای فعال است.

- ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری، نمودارهای عنصرهای سازگار و ناسارگار در برابر یکدیگر و هماهنگی الگوی توزیع REE و عنصرهای ناسازگار میان نمونه‏‌ها نشان‏‌دهنده وابستگی این سنگ‏‌ها به یکدیگر از راه جدایش بلوری است.

- نمودار Ba/Rb در برابر Rb نشان‏‌دهنده آلایش سنگ‏‌های منطقه با پوسته بالایی است.

- دگرسانی‏‌های گوناگون در منطقه (مانند: آرژیلیتی‌شدن، سریسیتی‌شدن، کربناتی‌شدن، اُپاسیتی‏‌شدن و اکسیدشدن)، این منطقه را برای پی‏‌جویی مواد معدنی (مانند: کانی‏‌های رسی و اندوخته‌های گرمابی) توانمند نشان می‌دهد.

Anderson, T. F. and Arthur, M. A. (1984) Stable Isotope of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems. In: Stable Isotopes (Eds. Arthur, M. A., Anderson, T. F., Kaplan, I. R., Viezer J. and Land, L.) 1: 11-151. Sedimentary Geology, SEPM Short Course 10 Section.

Arvin, M., Daraghi, S. and Babaei, A. A. (2003) Mafic microgranular enclave swarms in the Chenar granitoid stock NW of Kerman. Iran: evidence for magma mingling. Journal of Asian Earth Science 24: 105-113.

Askren, D. R., Roden, M. F. and Whitney, J. A. (1999) Petrogenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large-volume felsic ash-flow tuffs of the Western USA. Journal of Petrology 38: 1021-1046.

Chappell, B. W. (1999) Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos 46: 535-551.

Chazot, G. and Bertrand, H. (1995) Genesis of silicic magmas during Tertiary continental rifting in Yemen. Lithos 36: 69–83.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks, Allen and Unwin, London, UK.

Devine, G. D. and Sigurdsson, H. (1995) Petrology and eruption styles of Kick'em Jenny submarine volcano, Lesser Antilles island arc. Volcanology and Geothermal Research 69: 35.

Ebrahimi, L. and Tabatabaei Manesh, S. M. (2016) Petrography and geochemistry of volcanic rocks in the east of Nabar (SW of Kashan) with emphasis on the role of crustal contamination. Iranian Journal of Petrology 7(27) 83- 104 (in Persian).

Edwards, C., Menzies, M. and Thirlwall, M. (1991) Evidence from Muriah, Indonesia, for the interplay of supra-subduction zone and intraplate processes in the genesis of potassic alkaline magmas. Journal of Petrology 32: 555- 592.

Eftekhar Nezhad, J., Alavi Naini, M. and Behrouzi, A. (1991) Geological map of Gayen 1:250000. No. K7, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Elah Pour, E., Vosoughi Abedini, M. and Pourmoafi, S. M. (2011) Petrology and Chemical composition analysis Mafic minerals Output igneous rocks Area North East of Birjand. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 3: 477- 497 (in Persian).

Ellam, R. M. (1992) Lithospheric as a control on basalt geochemistry. Geology 20 153-156.

Fan, W. M., Gue, F., Wang, Y. J. and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of post-orogenic extension in the northern Da Hinggan Mountains, northeastern China. Volcanology and Geothermal Research 121: 115-135.

Fotoohi Rad, G. (2004) Petrology and geochemistry East of Birjand ophiolites metamorphic. Ph.D. Thesis, University of Teacher Training, Tehran, Iran (in Persian).

Gencalioglu Kuscu, G. and Geneli, F. (2010) Review of post- collision volcanism in the central Anatolian volcanic province (Turkey), with special reference to the Tepekoy volcanic complex. International Journal of Earth Science 99: 593-621.

Gurney, J. J. and Harte, B. (1991) Chemical variations in upper mantle nodules from southern Africa Kimberlites. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 297(1980): 273-293.

Housh, B. T. and Luher, F. J. (1991) Plagioclase- melt equilibrium in hydrous system. American Mineralogist 76: 477- 492.

Hyndman, D. W. (1985) Petrology of igneous and metamorphic rocks. McGraw Hill, New York, US.

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

Kuno, H. (1969) Plateau Basalts in the earths’ Crust and Upper Mantle. American Geophysical Union., Washington D. C., US.

Lofgren, G. (1980) Experimental studies on the dynamic crystallization of silicate melts. In Physics of Magmatic Processes (Ed. Hargraves, R. B.) Princeton University Press, New Jersey, US.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks an introduction to igneous petrology. Longman, London.

Mislanker, P. G. and Layer, S. D. (2001) Petrographical indicators of petrogenesis Examples from Central Indian Ocean Basin Basalts. Indian Journal of Marine Science 30: 1- 8.

Mohammadi, S. S., Zarrinkoub, M. H. and Keramati, F. (2011) The geochemistry and petrogenesis of Hossein Abad Tertiary volcanic rocks (southwest of Birjand, East of Iran). Petrolog 2(6): 83-96 (in Persian).

Muller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D .I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potasic volcanic rocks from different tectonic setting a pilot study. Mineralogy and Petrology 46: 256-289.

Nagudi, N., Koberl, Ch. and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the sigo granite, Uganda and implications for origin. Journal of African Earth Sciences 36: 1-14.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimical et Cosmochimical Acta 38: 757-775.

Omrani, G. and Nazary, H. (2002) Geological map of Sarchah 1:100000. No.7956, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Ozdemir, Y., Karaog L. u. O., Tolluoglu, A. U. and Gulec, N. (2006) Volcanostratigraphy and petrogenesis of the Nemrat stratovolcano (East Anatolian High Plateau): the most recent post collisional volcanism in Turkey. Chemical Geology 226: 189-221.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva Publishing Ltd., Nantwich, UK.

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

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63–81.

Pimohammdi Alishah, F. (2015) Petrogenesis of post collisional- Plio- Quaternary adakitic rocks in south of Tabriz. Petrology 6(22) 71- 90 (in Persian).

Pirajno, F. (2009) Hydrothermal processes and mineral systems. Springer, New York, USA.

Plechov, P. Yu., Tsai, A. E., Shcherbakov, V. D. and Dirksen, O. V. (2006) Opacitization conditions of Hornblende in Bezymyannyi Volcano Andesites (March 30, 1956 Eruption). Journal of Petrology 16: 21-37.

Raymond, L. A. (2002) Petrology: The study of Igneous, Sedimentary and Metamorphic rocks. McGraw-Hill, New York, US.

Reubi, O., Nicholls, I. A. and Kamenetsky, V. S. (2002) Early mixing and mingling in the evolution of basaltic magmas: evidence from phenocryst. Geothermal Research 119: 255-274.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific & Technical, London, UK.

Saunders, A. D., Storey, M., Kent, R. W. and Norry, M. J. (1992) Consequences of plume-lithosphere interactions. In: Magmatism and the causes of continental break-up (Eds. Storey, B. C., Alabaster, T. and Pankhurst, R. J.) Special Publication. 68: 41-60. Geological Society of London.

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Aplication of high field strength elements to discriminate tectonic setting in VMS enviroments. Economic Geology 7: 629-642.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, University Press, Cambridge, UK.

Sommer, C. A., Lima, E. F., Naradi, L. V. S., Lisz, J. D. and waichel, B. L. (2006) The evolution of Neoproterozoic magmatism in Southernmost Brazil: shoshonitic, high-k tholiitic and silica saturated, sodic alkaline volcanism in post collisional basins. Anaisda Academic Brasilerira de Ciencias 78: 563-589.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins. (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313-345. Geological Society of London, UK.

Thompson, R. N. and Flower, M. B. (1986) Subduction related shoshonitic and ultrapotassic magmatism, A study of siluro– Ordovician syentes, from the Scottish Caledhids. Contributions to Mineralogy and Petrology 94: 501-522.

Tirrul, R., Bell, I. R., Griffis, R. J. and Camp, V. E. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 94: 134-150.

Vernon, R. H. (2004) A practical guide to rock microstructure. Cambridge, England.

Wang, F., Xu, Q., J., Zhao, Z. H., Bao, Z. W., Xu, W. and Xiong, X. L. (2004) Cretaceou high-potassium intrusive rocks in the Yueshan-Hongzhen area of east China: Adakites in an extensional tectonic regims within a continent. Geochemical Journal 38: 417-434.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London, UK.

Winter, J. D. (2001) An introduction to Igneouse and metamorphic petrology. Prentice Hall.

Yousefzadeh, M. H. and Sabzehei, M. (2012a) Geothermobarometery of Markouh Dacite (NE Birjand) and its Amphibolitic Xenoliths. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 20(1): 42-53 (inpersian).

Yousefzadeh, M. H. and Sabzehei, M. (2012b) Petrography, mineral chemistry and geothermobarometery of enclaves in the Kuh-e- Barandeh volcanic rocks (east of Kousf). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 20(3): 491-504 (in Persian).

Zanette, A., Mazzucchelli, M., Rivalenti, G. and Vannuci, R. (1999) The Finero Phlogopite- peridotite massif: an example of subduction-related metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 107-122.