بررسی بازالت‌های آلکالن بلوک جوپار واقع در جنوب کرمان (استان کرمان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری پترولوژی، دانشگاه هرمزگان، دانشکده علوم فارابی، گروه زمین شناسی، بندرعباس، ایران

2 بندرعباس دانشگاه هرمزگان ک پ 3995

3 3استاد زمین شناسی،دانشگاه کرمان، دانشکده علوم، گروه زمین شناسی، کرمان، ایران

4 بندرعباس-کیلومتر 9 جاده میناب-دانشگاه هرمزگان

چکیده

در غرب بلوک جوپار سنگ‌های بازالتی به سن نئوژن دیده می شود که عمدتاً روی سنگ‌های اسیدی (ریولیتی) قرار گرفته‎اند. طیف گسترده‌تر ترکیبات آذرین بلوک جوپار بازالت، آندزیت، داسیت و ریولیت است. سنگ‌های بازالتی مورد مطالعه دارای کانی‌های اصلی الیوین، پلاژیوکلاز و پیروکسن هستند و بافت کلی آنها میکرولیتی پورفیری، گلومروپورفیری، هیالوپورفیری و گاهی اینترگرانولار است. در بررسی الگوهای عناصر کمیاب خاکی شیب عمومی تغییرات دارای روند نزولی است و نشانگر غنی شدگی این سنگ‌‌ها از عناصر نادر خاکی سبک و تهی شدگی از عناصر نادر خاکی سنگین است. بر پابه نمودارهای تعیین محیط تکتونو ماگمایی همه نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده‌ی جزایر کمانی ناشی از فرورانش قرار می‌گیرند و ویژگی محیطهای حاشیه فعال قاره‌ای را نشان می‌دهند. ماگمای اولیه سنگ‌های مورد مطالعه از ذوب بخشی 1-5 درصدی یک منبع گوشته‌ای گارنت لرزولیتی به وجود آمده‌اند. به نظر می‌رسد ادامه همگرایی‌های عربستان و اوراسیا در اواخر میو-پلیوسن سبب به هم خوردگی و آشفتگی در ترازهای حرارتی گوشته شده است. در اثر این آشفتگی حرارتی گوشته لیتوسفری با فاز باقیمانده گارنت و آهنگ ذوب بخشی کم، ذوب شده و ماگمای قلیایی منطقه مورد مطالعه را تشکیل داده است. صعود ماگمای بازی داغ و استقرار آن در پوسته سبب توسعه ذوب بخشی در این ناحیه شده و ماگمای اسیدی جوپار را به وجود آورده است. این ویژگی باعث شده است که ماگمای اسیدی و محصولات پرتابی آن ابتدا از ذوب پوسته خارج شده و سپس ماگمای بازی قلیایی فوران کند. در تحول ماگمایی سنگ‌های آتشفشانی جوپار فرآیند AFC نیز تأثیر داشته است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Investigation of alkaline basalts of Joupar block located in south of Kerman

نویسندگان [English]

  • Farzaneh Arzhangnezhad 1
  • gholamreza ghadami 2
  • Abbas Moradian 3
  • Mohammad Poosti 4
1 PHD Student, Department of Geology, University of Hormozgan, Bandarabbas, Hormozgan, Iran
2 بندرعباس دانشگاه هرمزگان ک پ 3995
3 Professor, Department of Geology, University of Shahid Bahona Kerman, Kerman, Iran
4 4Assistant Professor, Department of Geology, University of Hormozgan, Bandarabbas, Hormozgan, Iran
چکیده [English]

In the western part of the Joupar Mountains, a set of Neogene basic rocks cover the felsic rocks. Volcanic rocks suite consisting of basalt- andesite- dacite and rhyolite. Main minerals in basaltic ricks consist of olivine, plagioclase, pyroxen and have microphyric, glomeroprophyric, hyaloprophyric, intergranular textures. The volcanic rocks are enriched in LILE and LREE, and depleted HREE, and display highly fractionated REE patterns. Based on the tectonomagmatic environment diagrams, all alkalibasalt samples from the Joupar plot in the island arc setting of a subduction zone and show active continental setting characteristics. The primary magma of the studied rocks is the melting of 1-5% of a lherzolite garnet mantle source with phlogopite. The post collision convergence between Arabia and Eurasia continental plates, starting in Miocene, resulted in thermal perturbation processes in the underlying lithospheric mantle led to partial melting at a low degree, producing alkali- basalt magmas, with garnet remaining stable in the source region. The ascent of the basaltic magma and its emplacement in the lower crust resulted in the partial melting of the crustal materials and development of acidic magma. These processes led to the ascent and eruption of the felsic magmas prior to the mafic magmas. There are mineralogical as well as geochemical evidences that AFC-type processes were involved in the evolution of the Joupar volcanic rocks in Kerman

کلیدواژه‌ها [English]

  • Alkaline basalts
  • lherzolite garnet
  • active continental margin
  • Neogene
  • Joupar
  • Central Iran

بلوک جوپار در 20 کیلومتری جنوب شهرستان کرمان، در بخش شمالی نقشة زمین‌شناسی 1:100000 راین و بخش جنوبی نقشة 1:100000 کرمان جای گرفته است. برپایة آنچه از روابط صحرایی و چینه‌شناسی در این نقشه‏‌ها به‌دست ‌آمده است، سنگ‌های آتشفشانی بلوک جوپار به سن نئوژن هستند (Dimitrijevic et al., 1979). در رده‌بندی پهنه‌های ساختاری، این منطقه بخشی از ایران مرکزی به‌شمار می‌رود و در بخش جنوبی بلوک پشت بادام جای دارد (Aghanabati, 2006). در ترشیری، بیشتر بخش‌های ایران (مگر کپه‌داغ و زاگرس) درگیر فعالیت‏‌های شدید آتشفشانی و پلوتونیکی بوده است. اوج فرایندهای آتشفشانی در ائوسن و شدت پلوتونیسم در الیگوسن و میوسن بوده است (Moinevaziri,1998; Emami, 1981). دربارة جایگاه زمین‌ساختی ماگماتیسم ترشیری ایران دو دیدگاه پیشنهاد شده است: دیدگاه نخست، ماگماتیسم ترشیری به‌ویژه در ائوسن پیامد پیدایش تیغه‏‌های حرارتی در زیر ورقة ایران می‏‌داند (مانند ماگماتیسم خاور آفریقا). به باور طرف‌داران این دیدگاه، در ترشیری یک مجموعه ریفت درون قاره‏‌ای در حال پیدایش بوده است که در پی فازهای فشارشی پیرنئن و استیرین پیش از پیدایش اقیانوس بسته شده‏‌اند (Emami, 1981; Sabzehei, 1974). در دیدگاه دوم، خاستگاه ماگماتیسم در ایران را فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی می‏‌دانند. پژوهشگران این دیدگاه بر این باور هستند که الگو‏‌های فرورانشی نسبت به ریفت‏‌های قاره‏‌ای همخوانی بیشتری را دربارة ماگماتیسم ترشیری ایران نشان می‏‌دهند (Berberian and King, 1981). ازآنجایی‌که بخش بزرگی از منطقة بررسی‌شده از واحدهای رسوبی است، تا کنون بررسی جامعی روی سنگ‌های آذرین این منطقه انجام نشده است. همچنین، به‌علت اهمیت ماگماتیسم در ایران مرکزی، در این پژوهش تلاش شده است به بررسی سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی سنگ‌های آذرین بلوک جوپار (که بخشی از ماگماتیسم ترشیری در ایران مرکزی هستند) پرداخته شود، تا جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آذرین این مجموعه دانسته شود. هدف دیگر این پژوهش، تصحیح نقشة 1:100000 راین است که در آن گستردگی سنگ‌های آذرین بیرونی (به‌ویژه بازالت‌ها) بیشتر از آن ‏‌چیزی است که در نقشة Dimitrijevic و همکاران (1979) رسم شده است. ازآنجایی‌که بازالت‏‌های جوپار جوان هستند و دچار دگرسانی و هوازدگی کمی شده‏‌اند، پس بررسی‏‌های زمین‌شیمیایی و تعیین سنگ‌زایی در این منطقه با دقت بیشتری انجام می‌شود. از بررسی‌هایی که در صفحة راین انجام شده است، بررسی Biabangard و همکاران (2017) روی گرانیتوییدهای بخش شمالی راین است. نامبردگان جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدها و اسکارن آهن بخش شمالی راین که در سنگ‌های رسوبی کرتاسه نفوذ کرده‏‌اند و سن پالئوژن نیز دارند، پهنة‏‌ مرز فعال قاره‌ای می‏‌دانند.

 

بررسی‏‌های صحرایی

بلوک جوپار در پهنة ایران مرکزی و بخش جنوبی بلوک پشت‌بادام جای گرفته است و دربردارندة واحدهای سنگی رسوبی کرتاسه بالایی- پالئوسن تا واحدهای آتشفشانی نئوژن است. بیشتر واحدهای رسوبی کرتاسه، آهک ضخیم‌لایه، ماسه‌سنگ توفی و مارن هستند که به‌طور ناپیوسته با کنگلومرای کرمان به سن پالئوسن پوشیده شده‌اند (شکل 1).


 

 

 

شکل 1- نقشة 1:100000 منطقة جوپار و جایگاه سنگ‌های آتشفشانی آن برگرفته از Dimitrijevic و همکاران (1979) با تصحیح


 

 

سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده در بخش باختری بلوک جوپار برونزد دارند. افزون‌بر بازالت‏‌های بررسی‌شده، سنگ‌های آذرین دیگری مانند سنگ‌های اسیدی (ریولیت) و حد واسط نیز یافت می‌شوند (Dimitrijevic et al., 1979). در بیشتر بخش‌ها، واحدهای بازالتی بررسی‌شده به‌صورت روانه‏‌های گدازه‏‌ای روی سنگ‌های اسیدی دیده می‏‌شوند. در برخی جاها به‌علت گرمای بسیار گدازه‏‌های بازالتی، ته‏‌نشست‏‌های زیرین دچار دگرگونی مجاورتی شده‏‌‏‌اند. حرارت گدازه‏‌های بازی کانی‏‌های فرومنیزین واحدهای ریولیتی زیرین را اکسید‌ کرده است. سرخ‌رنگ‌شدن مرز میان واحدهای بازی و اسیدی پیامد آزاد‌شدن آهن از کانی‌های فرومنیزین است. ازآنجایی‌که این نوع دگرگونی در فشار کم و در سطح زمین روی داده است، شدت بسیار اندکی داشته است (شکل‌های 2- A، 2- B و 2- C).

برپایة روابط صحرایی لایه‏‌ها، واحدهای اسیدی که بسیار دگرسان شده‏‌اند، کهن‏‌ترین واحد آذرین به‌شمار می‌روند. بیشتر سنگ‌های بازی به‌صورت روانه‏‌هایی با ستبرای 5 تا 50 متری، به رنگ خاکستری تیره تا سیاه، با ساخت حفره‏‌دار تا متراکم و کاملاً تازه و سالم دیده می‏‌شوند. فرسایش پوستِ پیازی از پدیده‏‌های سطحی رایج در این سنگ‌ها است که ورقه ورقه‌شدن آنها را به‌دنبال دارد. گاه شکستگی‏‌های انقباضی و فرسایش پوست پیازی بعدی، تکه‌ها و گلوله‏‌های گرد بازالتی تیره‌رنگ را پدید آورده‌اند (شکل‌های 2- D و 2- E). با اینکه بیشتر بازالت‏‌های جوپار به‌صورت روانه هستند؛ اما گاه به‌صورت دایک نیز رخنمون دارند (شکل 2- F).

روش انجام پژوهش

پس از گردآوری اطلاعات موجود دربارة منطقة بررسی‌شده، هنگام پیمایش صحرایی شمار 200 نمونه که نمایندة رخنمون همة منطقه است برداشت شدند. بیشتر از 100 مقطع نازک میکروسکوپی از سنگ‌های بازی برای انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری ساخته شدند. برای انجام تجزیة به روش‏‌های ICP-MS و فلورسانس اشعه ایکس روی دیسک گداخته (روش XRF)، شمار 12 نمونه از سنگ‌های پودرشده به شرکت Lab West در استرالیا فرستاده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول1 آورده شد‌ه‌اند. در تجزیه‌های انجام‌شده میزان آهن این سنگ‌ها به‌صورت Fe2O3Tشده است. برای تفکیک FeO و Fe2O3 روش پیشنهادیِ Irvine و Baragar (1971) به‌کار برده شد. پردازش و رسم نمودارها با نرم‌افزارهای Igpet نسخة 2005 (Carr, 1996) و GCDKit نسخة 2.1.1 (Janousek et al., 2001) انجام شد.

 

سنگ‌نگاری

همان‌گونه‌که پیشتر نیز گفته شد، فعالیت آتشفشانی نئوژن بلوک جوپار نخست با واحدهای اسیدی (ریولیت) آغاز شده است و سپس گدازه‌های بازالتی و بازالتی‌آندزیت روی آنها جای گرفته‌اند. در برخی بخش‌ها، دایک‌های با ترکیب بازالت‏‌آندزیتی در واحدهای اسیدی و بازالتی نفوذ کرده‌اند. برپایة بررسی‌های میکروسکوپی، سنگ‌های بازی بررسی‌شده به سه دسته رده‏‌بندی می‏‌شوند. در ادامه ویژگی‌های هر گروه آورده می‌شود.


 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از منطقة جوپار در جنوب کرمان: A) جایگیری بازالت‏‌ها روی واحدهای ریولیتی و مرز میان واحد بازی و اسیدی؛ B) نفوذ بازالت درون ریولیت که همانند انکلاو به‌نظر می‏‌رسد؛ C) خاک پخته پدیدآمده از حرارت بازالت‏‌ها روی ته‌نشست‏‌های کهن؛ D) روانه آندزیتِ بازالتی با ستبرایی نزدیک‌به 20 -30 متر؛ E) تأثیر فرسایش و پیدایش قلوه‏‌های گرد بازالتی؛ F) دایک بازالتی در واحد ریولیتی

 


الیوین‌بازالت‏‌ها: بافت این سنگ‌ها پورفیریتیک با خمیره میکرولیتی- شیشه‏‌ای و دانه متوسط است. بلورهای الیوین، پلاژیوکلاز و به مقدار کمتر کلینوپیروکسن از فراوان‌ترین فنوکریست‏‌های آنها هستند (شکل 3- A). پلاژیوکلازها به شکل‌های تیغه‌ای، به‌صورت فنوکریست یا میکرولیت (میانگین درازا: 5/0 تا2 میلیمتر) هستند. ترکیب آنها برپایة زاویة خاموشی (18-35 درجه) آندزین- لابرادوریت است. این کانی نزدیک 50-60 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرد. پلاژیوکلازها با ماکل پلی‌سینتتیک، کارلسباد- پلی‌سینتتیک و گاه بافت غربالی دیده می‏‌شوند (شکل 3- B). دربارة پیدایش این بافت (بافت غربالی) دیدگاه‌های گوناگونی پیشنهاد شده است:

1) رشد اسکلتی (Kuo and Kirkpatrick, 1982)؛‌

2) آمیختگی ماگمایی (Halsor, 1989)؛

3) کاهش سریع فشار (Pearce, 1987).

دیدگاه نخست تقریباً منسوخ شده است. در دیدگاه دوم نیز شواهد قانع‌کنندة دیگری دربارة آمیختگی ماگمایی در منطقه دیده نشد و ازاین‌رو، نمی‏‌توان آن را به آمیختگی ماگمایی نسبت داد. به احتمال بالا بافت غربالیِ پلاژیوکلازهای منطقة جوپار پیامد کاهش فشار بوده است. بلورهای الیوین به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با اندازة 1-3 میلیمتری نزدیک 30 درصدحجمی الیوین‏‌بازالت‌ها را دربر می‌گیرند. در این سنگ‌ها در شکل و اندازة فنوکریست‌ها تغییر دیده می‌شود. تفاوت توزیع اندازه در بلورها چه‌بسا نشانه‌ای از تبلور دو مرحله‌ای است (Shelly, 1993). هضم‌شدگی بلورهای الیوین، بی‌آنکه هالة واکنشی از جنس ارتوپیروکسن پیرامون آنها پدید آید، از ویژگی‌های سنگ‌های آلکالن است (Righter and Rosas, 2001) (شکل 3-C). بلورهای الیوین نسبت به پلاژیوکلازها درصدحجمی کمتر و اندازة بزرگ‌تری دارند. این پدید پیامد سرعت رشد بالاتر بلورهای الیوین دربرابر سرعت هسته‌بندی آنهاست (Shelly,1993). در جریان بازالتی یادشده، الیوین‌ها نوعی ارتباط میان شدت دگرسانی و ایدینگزیتی‌شدن و ریخت‌شناسی بلورین نشان می‌دهند. الیوین‌های شکل‌دار بیشتر دگرسان شده‌اند؛ اما الیوین‌هایی که گردشده هستند کمتر دچار دگرسانی ایدینگزیتی بوده‌اند. تفاوت شدت ایدینگزیتی‌شدن چه‌بسا پیامدئبالا‌بودن اکتیویتة اکسیژن و سیلیس (Carmichael et al., 1974) یا در ارتباط با میزان آهن بلورهای الیوین باشد (Shelly, 1993). پیروکسن‏‌‌ها به‌صورت شکل‌دار و مستطیلی تا کره‌ای‌شکل هستند و کمتر از 15 درصدحجمیِ این دسته سنگ را دربر می‌گیرند. زاویة خاموشی آنها 42-39 درجه است. رنگ تداخلی صورتی، زرد و سبز سری دوم دارند و ترکیب دیوپسید تا اوژیت نشان می‎دهند. زمینه الیوین‏‌بازالت‌ها از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز، سانیدین، دانه‌های کلینوپیروکسن و کانی‌های کدر ریزدانه است. گاه میان آنها با شیشة اکسیدشده پر شده است. کلریت، کلسیت، سرسیت از کانی‌های ثانویه در این گروه سنگی هستند.

بازالت‌ها: بازالت‌های بررسی‌شده بافت‌های پورفیری، گلومروپورفیری، بادامکی و جریانی دارند. کانی‌شناسی آنها کمابیش ساده است و دربردارندة کانی‌های اصلی پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین است. تفاوت این دسته سنگ‌ها با الیوین‏‌بازالت‌ها در فراوانی کمتر الیوین است. میانگین اندازة پلاژیوکلازها برابربا 2 میلیمتر و فراوانی آنها برابربا 40-50 درصدحجمی سنگ است. بلورهای پلاژیوکلاز تیغه‌ای و کشیده هستند و بیشتر آنها بافت غربالی دارند. در پی نفوذ شاره‌ها، سنگ‌های بازالتی تا اندازه‌ای دستخوش دگرسانی شده‌اند و پلاژیوکلاز کلسیک آنها سوسوریتی شده است. گرم‌شدن پلاژیوکلاز در دمای بالاتر از دمای انجماد حل‌شدن و گرد‌شدن آنها را به‌دنبال داشته است (Tsuchiyama, 1985) (شکل 3- D). حضور پلاژیوکلازهای با منطقه‌بندی و حاشیه خورده‌شده در این سنگ‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای است (Conly et al., 2005) (شکل 3- E). کلینوپیروکسن‌ها مهم‌ترین کانی مافیک این واحد سنگی به‌شمار می‌روند و نزدیک 40 درصد‌حجمی سنگ را دربر می‌گیرند. بیشتر پیروکسن‌ها به‌صورت فنوکریست و نیمه‌شکل‌دار به رنگ سبز کمرنگ دیده می‌شوند. این کانی گاه در پی تأثیر محلول‌های گرمابی با آمفیبول جایگزین شده است (شکل 3- F). فراوانی الیوین در این سنگ‌ها نزدیک‌به 10-15 درصدحجمی سنگ‌هاست. بیشتر الیوین‌ها ایدیگزیتی شده‌اند. زمینة این دسته از سنگ‌ها از‏‌‌ پلاژیوکلاژ، آلکالی‌فلدسپار، پیروکسن و کانی‌های کدر ساخته شده است. نشانه‌هایی از سرسیتی‌شدن و کلسیتی‌شدن اندک نیز دیده می‌شوند. کانی‏‌های کدر از کانی‌های فرعی و کلریت، اپیدوت کلسیت، سرسیت و کوارتز از کانی‌های ثانویه هستند.

 

 

 

شکل 3- تصویر میکروسکوپی بازالت‌های آلکالن بلوک جوپار در جنوب کرمان: A) تجمع گلومروپورفیریک کانی‏‌های پیروکسن، الیوین و پلاژیوکلازدر سنگ‌های الیوین‏‌بازالت؛ B) بافت غربالی در بلورهای پلاژیوکلاز سنگ‌های الیوین‏‌بازالتی و بازالتی؛ C) خوردگی بلور الیوین بدون حاشیه واکنشی؛ D) تصویر میکروسکوپی بلورهای پلاژیوکلاز گردشده؛ E) منطقه‌بندی نوسانی در بلورهای پلاژیوکلاز سنگ‌های بازالتی؛ F) جایگزین‌‌شدن پیروکسن با آمفیبول؛ G) بافت اینترگرانولار در بازالتیک آندزیت؛ H) بافت گلومروپورفیریک از بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن؛ I) منطقه‌بندی ترکیبی در کلینوپیروکسن‏‌ها


 


بازالت‏‌آندزیتی‌: بافت‌های میکرولیتیک، میکرولیتیک حفره‌دار، پورفیریتیک، اینترگرانولار، ساب‌افتیک از بافت‌های گوناگونِ در بازالت‏‌آندزیت‌های منطقة بررسی‌شده هستند؛ اما بافت اینترگرانولار در این سنگها بیشتر دیده می‌شود (شکل 3- G). پلاژیوکلاز و پیروکسن از مهم‌ترین کانی‌های این سنگ‌ها هستند. درصدحجمی کلینوپیروکسن در بازالت‏‌آندزیت‌ها بالا و نزدیک‌به 50-60 درصدحجمی است. بیشتر پیروکسن‌ها فنوکریست و نیمه‌شکل‌دار هستند و به رنگ سبز تیره دیده می‌شود و بافت گلومروپورفیریک نشان می‌دهند (شکل 3- H). کلینوپیروکسن‏‌هایِ این دسته از سنگ‌ها برپایة رنگ تداخلیِ زرد و بنفش سری دوم و نیز زاویة خاموشی 39-42 درجه آنها، ترکیب دیوپسید- اوژیت دارند. منطقه‌بندی ترکیبی در درشت‌بلورهای کلینوپیروکسن‌ها چه‌بسا پیامد رویداد آلایش پوسته‌ای است (شکل 3- I). پلاژیوکلاز‌ها با اندازة 1-2 میلیمتر نزدیک‌به 50 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. برپایة زاویة خاموشیِ 22-36 درجه، نوع آنها الیگوکلاز- آندزین است. میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و فلدسپارهای قلیایی سازندة ترکیب اصلی خمیرة سنگ هستند. در بازالت‌آندزیت‌ها، حضور کانی‌های تیره به‌صورت پویی‌کیلیتیک درون برخی کلینوپیروکسن‌ها نشان‌دهندة تقدم تبلور یا همزمانی تبلور این کانی‌هاست.

 

زمین‌شیمی

برای نامگذاری و بررسی سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی، شمار 12 نمونه از سنگ‌های بازی منطقة جوپار به‌روش ICP-MS و XRF تجزیة شیمیایی شدند. داده‌های آنها در جدول 1 آورده شده‏‌اند. در نمودار رده‌بندی TAS برگرفته از Le Bas و همکاران (1986) در گسترة تراکی‌بازالت و بازالت جای می‏‌گیرند (شکل 4- A). در نمودار رده‌بندی برپایة عنصرهای نامتحرک Zr/TiO2 دربرابر Nb/Y، نمونه‏‌ها در محدودة آلکالی‌بازالت و تراکی‌آندزیت جای می‏‌گیرند (شکل 4- B). برپایة نمودارهای تعیین سری ماگمایی، سنگ‏‌های بررسی‌شده در محدودة سری آلکالن و انتقالی جای می‏‌گیرند (شکل‌های 5- A و 5- B).

 

بررسی پهنة زمین‌ساختی برپایة زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب

الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت در شکل 6 نشان داده شده است. الگوی هم‌روند نمونه‌ها نسبت به‌هم چه‌بسا نشان‌دهندة خاستگاه یکسان (Wilson, 1989) برای سنگ‌های منطقة بررسی‌شده باشد. در این الگو (شکل 6)، تمرکز تدریجی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) به‌سوی میانه (MREE) و سنگین (HREE) و با شیب منفی دیده می‌شود. افزون‌براین، نسبت‌های LaN/SmN (32/3 تا 60/6 )، SmN/YbN (2 تا 7/4) و LaN/YbN (4/8 تا40/17) نیز نشان‌دهندة این روند هستند. افقی‌بودن عنصرهای HREE نشانة خاستگاه گوشتة گارنت‌دار برای منطقة بررسی‌شده و تهی‌شدگی آنها (HREE) پیامد جدایش کانی‌های الیوین، زیرکن یا هورنبلند است (Rollinson, 1993).


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی آذرین بازیک منطقة جوپار (اکسید عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی و عنصرهای فرعی برپایة ppm)

Sample No.

5j

12J

37j

89J

90J

112J

121J

217J

228J

245J

278J

Ah-2

SiO2

48.80

49.16

49.79

48.20

49.01

49.98

49.10

51.07

50.10

47.81

47.04

48.40

Al2O3

16.60

16.92

16.95

15.40

16.21

13.90

14.60

16.95

16.42

16.58

17.78

17.00

Fe2O3

8.95

10.01

8.23

10.50

9.54

8.63

11.00

9.25

9.51

10.90

7.35

8.93

CaO

8.05

7.49

9.82

10.01

9.83

10.28

8.50

8.77

9.57

10.30

11.60

9.43

MgO

7.30

5.73

5.40

7.90

8.01

7.01

7.66

6.93

5.41

2.85

5.96

7.30

Na2O

2.69

3.24

2.97

3.01

2.58

2.90

3.50

2.53

3.02

3.63

3.33

3.66

K2O

2.80

2.99

2.85

2.49

2.69

2.41

2.34

2.77

2.17

2.94

2.60

2.89

TiO2

0.96

1.52

0.82

0.97

0.59

1.59

0.90

0.98

0.97

0.96

0.89

1.06

MnO

0.91

0.23

0.80

0.15

0.14

0.42

0.38

0.15

0.15

0.17

0.14

0.14

P2O5

0.74

0.89

0.72

0.75

0.42

0.48

0.34

0.45

0.55

0.33

0.34

0.33

Cr2O3

0.01

0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

LOI

2.10

1.80

1.93

0.82

1.11

2.56

2.09

1.03

1.82

2.85

2.96

1.53

Total

99.91

99.99

100.28

100.20

100.13

100.16

100.41

100.88

99.69

99.32

99.99

100.67

Li

45.45

30.5

45.6

40

42

46

45

39.1

36

42

36.6

46.3

Sc

19

27

17

19

19

18

19

21

27

13

20

18

V

143

242

140

162

123

151

148

180

242

117.9

184

142

Co

25.2

29.4

25.8

21.2

20.7

25

25.7

30.4

29.4

14

12

27

Cr

185

190

155

103

141

152

154

123

132

180

102

182

Ni

68

60

64

62

60

62

65

68

63

54

63

61

Ga

16.1

20.1

15.4

11.92

16.1

15.15

16.7

21.5

20.1

16.1

17.6

16.5

Ba

499

491

459

410

450

428

450

498

491

662

626

469

Rb

110

88.3

97.4

92

96

95.9

97

89

88.3

142

137

101

Sr

875

633

855

712

820

815

824

592

633

651

656

845

Y

39

30.8

33

35

39

39

35

29.4

30.8

25.8

27.8

35

Zr

186

179

193

205

203

175

184

188

180

186

203

190

Nb

29

23

28.5

25

27.1

27.45

28.3

24.6

26.3

28.1

26.8

33.2

Be

2.8

1.8

2.6

2.3

2.7

1.96

2.5

2.5

1.8

1.75

2.1

2.6

Cs

135

111

143

120

158

130

142

162

111

136

153

140

La

47

49

49

53

51

48

50

45

29

39.2

50.6

52

Ce

93

80

82

80

96

95

90

81

37.6

59.3

52.5

86

Pr

8.9

7.52

8.6

8.3

10.1

9

7.69

9.01

4.52

6.78

6.05

7.9

Nd

38

35

33.2

40.2

39.6

37

36

36.3

30.8

39

29

36

Sm

8.82

5

5.3

7.99

6.03

7.6

4.73

6.41

4.59

5.96

5.34

8.8

Eu

2.51

1.29

1.61

2.02

1.79

2.1

1.4

1.61

1.29

1.74

1.35

2.01

Gd

7.7

6.3

7.22

7.62

6.81

6.89

6.25

7.4

4.7

6.01

5.18

6.89

Tb

0.92

0.74

1.02

1.09

0.89

0.92

0.8

0.73

0.74

0.83

0.81

0.96

Dy

4.2

4.26

5.72

5.63

4.6

5.23

8.5

4.89

4.26

4.76

4.67

4.9

Ho

1.05

0.87

1.13

1.2

1.13

1.1

0.9

0.74

0.87

0.95

0.95

1

Er

2.32

2.53

3.18

3.01

2.72

2.99

2.2

2.35

2.53

2.97

2.79

2.63

Yb

2.92

2.28

2.82

2.2

2.73

2.85

2.1

2.04

2.28

2.83

2.6

2.03

Lu

0.31

0.32

0.4

0.31

0.3

0.4

0.26

0.36

0.32

0.38

0.37

0.39

Hf

4.53

3.8

4.51

4.4

4.02

4.12

4.11

3.58

2.69

3.39

3.93

4

Ta

1.8

0.94

1.44

1.22

1.77

1.78

1.23

0.99

0.34

0.4

0.5

1.4

Pb

17.5

13.8

20.6

19.2

22

20.2

21.1

15.5

13.8

23.4

22.6

17

Th

7

4.54

7.22

6.01

7.3

7.1

7.9

6.66

4.54

6.14

6.9

8.5


جدول 1- ادامه

Sample No.

5j

12J

37j

89J

90J

112J

121J

217J

228J

245J

278J

Ah-2

U

3.87

1.46

3

5

4

3

4

2.83

1.46

2.74

2.33

3.33

Bi

0.1

< 0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

< 0.1

< 0.1

< 0.1

< 0.1

0.1

Cd

0.18

0.2

0.11

0.3

0.6

0.8

0.8

0.92

0.11

0.19

0.13

0.18

Cu

35

37.7

37.7

39

32.81

36.3

37

38.4

37.7

33.8

34.2

34

Ge

0.84

0.93

0.78

0.72

1.1

0.72

0.71

0.93

0.93

0.99

0.75

0.89

Hg

< 0.05

< 0.05

< 0.05

< 0.05

< 0.05

< 0.05

< 0.05

< 0.05

< 0.05

< 0.05

< 0.05

<0.05

Mo

3.75

1.4

2.1

3.1

3.3

2.41

2.7

2

1.4

1.5

1.7

2.6

Tm

0.32

0.27

0.39

0.32

0.4

0.42

0.26

0.27

0.35

0.28

0.4

0.41

In

0.0 6

0.06

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.06

0.06

0.05

0.05

0.06

Sb

0.8

0.4

0.4

0.5

0.4

0.5

0.3

0.6

0.4

0.3

0.3

0.08

Se

0.41

0.48

0.33

0.42

0.2

0.29

0.32

0.43

0.48

0.74

0.62

0.63

As

3.8

2.8

3.3

4.3

3.6

3.7

3.6

3.18

0.5

4

3.34

3.6

Sn

3.6

1.2

2.1

1.86

2.7

2.01

2.1

1.7

1.2

1.7

1.4

2.6

Te

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

<0.02

Tl

0.9

0.2

0.6

0.5

0.6

0.6

0.4

0.3

0.2

3.42

2.2

1

W

2.45

0.7

2.3

2.8

2.02

2.7

2.4

2.1

0.7

2.4

1

2.4

Zn

87

104

88

90

82

102

80

115

104

96.7

94.8

96.4

Re

0.0005

0.0005

0.0005

0.0005

0.0005

0.0005

0.0005

0.0005

0.0005

0.0005

0.0005

<0.0005

Zr/Y

4.76

5.817

5.84

5.87

5.21

4.78

5.16

6.4

5.85

7.21

7.31

5.42

Rb/Zr

2.82

2.86

2.96

2.63

2.46

2.45

2.77

3.02

2.86

5.5

4.91

2.87

S.I

0.33

0.26

0.27

0.33

0.35

0.33

0.31

0.32

0.26

0.14

0.3

0.32

Zr/TiO2

0.01

0.01

0.02

0.02

0.03

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

Nb/Ta

16.11

24.46

19.79

20.49

15.31

15.42

23

24.84

77.35

70.25

53.6

23.71

Nb/Zr

0.155

0.128

0.147

0.122

0.133

0.156

0.153

0.139

0.146

0.151

0.132

0.174

Nb/Ba

0.058

0.046

0.062

0.061

0.06

0.064

0.062

0.049

0.053

0.042

0.042

0.07

La/Sm

5.328

9.8

9.245

6.633

8.457

6.315

10.57

7.02

6.318

6.577

9.475

5.909

Ta/Yb

0.616

0.412

0.51

0.554

0.648

0.624

0.587

0.485

0.149

0.141

0.192

0.689

Rb/Th

15.71

19.44

13.49

15.3

13.15

13.5

12.27

13.36

19.44

23.12

19.85

11.88

Th/Yb

2.397

1.991

2.56

2.731

2.674

2.491

3.761

3.264

1.991

2.169

2.653

4.187

 

 

شکل4- جایگاه نمونه‏‌های آذرین بلوک جوپار در: A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Le Bas et al., 1986) (♦: تراکی‌بازالت؛ ●: بازالت)؛‌ B) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) (♦: تراکی‌آندزیت؛ ●: آلکالی بازالت)

 

شکل 5- جایگاه نمونه‏‌های آذرین بازیک منطقة جوپار در نمودارهای شناسایی سری ماگمایی. A) نمودار Zr (برپایة ppm) دربرابر P2O5 (برپایة درصدوزنی) (Winchester and Floyd, 1977)؛‌ B) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Irvine and Baragar, 1971) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

 

 

شکل 6- الگوی REE در سنگ‌های بازالتی بلوک جوپار بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)

 

به باور Hirschman (1998)، غنی‌شدگی از عنصرهای کمیاب سبک را پیامد دو عامل درجة کم ذوب‌بخشی در خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‌شده (کمتر از 5 درصد) و آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای است. نسبت‌های LaN/SmN نمایندة نسبت‌های LREE/HREE هستند و نقش هریک از عوامل یادشده را نشان می‌دهند. اگر آلایش و هضم پوسته‌ای روی داده باشد، برپایة غنی‌بودن پوسته از LREE، باید این مقدار در سنگ‌های بررسی‌شده بسیار باشد. مقایسه میانگین نسبت LaN/SmN در سنگ‌های پوسته (~ 25/4؛ Sirvastava and Singh, 2004) با سنگ‌های بررسی‌شده (~ 76/4) نشان می‌دهد چه‌بسا سنگ‌های بررسی‌شده دچار آلایش پوسته‌ای شده‌اند؛ اما برپایة سرشت آلکالن نمونه‌های بازیک، ذوب‌بخشی درجه‌کم یک خاستگاه گوشته‌ای برای ماگمای سازندة این سنگ‌ها نیز محتمل است (Wass and Roger, 1980). نسبت LREE/HREE درسنگ‌های بررسی‌شده نشان می‌دهد خاستگاه ماگمایی از ذوب‌بخشی درجة کم تا متوسط گوشته ریشه گرفته است. برای به‌دست‌آوردن میزان ذوب‌بخشی از نمودار La دربرابر La/Sm بهره گرفته می‌شود (شکل 7- A). از مقایسة ترکیب گدازه‌ها با ترکیب ماگماهای ریشه‌گرفته از ذوب لرزولیت‌های اسپینل یا گارنت‌دار به درجة ذوب‌بخشی و سرشت گوشتة خاستگاه منطقة بررسی‌شده پی برده می‌شود. از دیدگاه فراوانی La و Sm، ترکیب نمونه‌های بررسی‌شده همانند ماگماهای جدایش‌یافته‌ از گوشته غنی‌شده است. در شکل 7- A، این نمونه‌ها روی روند همخوان با ذوب‌بخشی 1 تا 5 درصد گارنت‌لرزولیت جای می‌گیرند. به‌باور Ellam (1992)، پهنة انتقال از اسپینل‌لرزولیت به گارنت‌لرزولیت در ژرفای 60 تا 80 کیلومتری است و به باور برخی دیگر، این پهنه در ژرفای 70 تا 80 کیلومتری گوشته بالایی جای دارد (Frey et al., 1991; Mckenzie and O’Nions, 1991). ازآنجایی‌که این نمودار نشان‌دهندة گارنت‌داربودن و نبود اسپینل در خاستگاه سنگ‌های منطقه است، ژرفای خاستگاه ماگمای سازندة این سنگ‌ها دست‌کم در ژرفای بیشتر از 80 کیلومتر دانسته می‌شود. برای ارزیابی ژرفای ماگمای خاستگاه، نمودار پیشنهادیِ Ellam (1992) به‌کار برده شد.

 

 

 

شکل 7- نمودارهای بررسی خاستگاه سنگ‌های آذرین بازیک بلوک جوپار. A) نمودار La/Sm دربرابر La برای به‌دست‌آوردن میزان ذوب‌بخشی (Aldanmaz and et al, 2000)؛ B) ژرفای 110 کیلومتری برای نمونه‌های منطقة جوپار در نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam, 1992)؛ C) نمودار Nb/Ba دربرابر Nb/Zr (Hooper and Hawkesworth, 1993)؛‌ D) نمودار Zr دربرابر Y (برگرفته از: Ellam، 1992)؛‌ E) نمودار Zr دربرابر Nb (Ellam, 1992) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)


 

 

همان‌گونه‌که در شکل 7- B دیده می‌شود ژرفای ماگمای خاستگاه 100-110 کیلومتر است. برپایة آنچه گفته شد، ماگمای سازندة سنگ‌های منطقة جوپار شاید از ژرفای 100-110 کیلومتری و از گوشته‌ای گارنت‌لرزولیتی پدید آمده است. برای اینکه روشن شود خاستگاه ماگمای سنگ‌های بررسی‌شده گوشتة سنگ‌کره‌ای است یا سست‌کره‌ای، نمودار Nb/Ba دربرابر Nb/Zr به‌کار برده شد. این نمودار نشان می‌دهد بازالت‏‌های جوپار از گوشتة سنگ‌کره‌ایِ زیر قاره‌ای پدید آمده ‌است (شکل 7- C) (Hooper and Hawkesworth, 1993). رسم همة نمونه‌ها در نمودارهای Zr دربرابر Y و Nb نشان می‌دهد ماگمای خاستگاه از گوشته‌ای غنی‌شده پدید آمده‌ است (شکل‌های 7- D و 7- E).

در شکل 8- A، الگوی فراوانی عنصرهای ناسازگار سنگ‌های آتشفشانی جوپار دربرابر ترکیب کندریت (Thompson, 1982) بهنجار شده است. در این نمودار، تهی‌شدگی آشکاری در Ba، Ti، Nb و Ta و غنی‌شدگی در عنصرهای Th، K و Rb دیده می‌شود. در نمودار چندعنصری بهنجار‌شده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه از مقدارهای پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) بهره گرفته شد. در این نمودار غنی‌شدگی از Pb، Th، Rb، U و K و تهی‌شدگی از Nb، Ti، Ta و Ba دیده می‌شود (شکل 8- B). آنومالی مثبت Pb و Cs در این نمودارها شاید پیامد آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای (به‌علت انباشتگی بالای این عنصرها در پوستة قاره‌ای) باشد (Ghasemi and Jamshidi, 2011). پس توقف کوتاه‌مدت یا چه‌بسا گذر ماگمای سازنده از پوستة قاره‌ای ضخیم، به‌همراه نفوذ سیال‌های پوسته‌ای درون ماگما و یا هضم مواد پوسته‌ای به‌دست ماگمای سازندة سنگ‌ها، پیدایش این گونه از ناهنجاری‌ها در نمونه‌های بررسی‌شده را به‌دنبال داشته‌اند (Wayer et al., 2003; Wang et al., 2003).

 

 

 

شکل 8- نمودار بهنجارشدة ترکیب سنگ‌کل سنگ‌های آذرین بازیک بلوک جوپار در جنوب کرمان دربرابر ترکیب: A) کندریت (Thompson, 1982)؛ B) گوشتة اولیه (Sun and McDonagh, 1989) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

 

به باور Kurt و همکاران (2008)، تهی‌شدگی از Ta-Nb و غنی‌شدگی از LILE و LREE پیامد دو عامل است:

1) خاستگاه‌گرفتن ماگماها از گوشته‌ای غنی‌شده (در پی سیال‌های فرورانشی)؛

2) آلایش پوسته‌ای ماگماهای ریشه‌گرفته از گوشته.

در سنگ‌های منطقه، هر چند آنومالی‌های دیده‌شده، به‌ویژه دربارة عنصرهای Nb-Ta، از ویژگی‏‌های نمودار‌های عنکبوتی ویژة پهنه‌های فرورانش هستند (Wilson, 1989; Pearce, 1982)، اما چنین آنومالی‌هایی در بازالت‌های درون‌صفحه قاره‌ای آلوده شده با پوسته (مانند: بازالت‌های ریفتی درون‌قاره‌ای و بازالت‌های طغیانی قاره‌ای) نیز گزارش شده‌اند (Wilson, 1989; Cox and Hawkesworth, 1985).

برای اینکه روشن شود سنگ‌های منطقة بررسی‌شده وابسته به فرورانش هستند یا پیامد کشش‌های درون‌صفحه‌ای‌، نمودارهای گوناگونی به‌کار برده شدند. برپایة نمودار Hf/3-Th-Ta، گدازه‌های منطقة جوپار در گستره کمان ماگمایی جای می‌گیرند (شکل 9- A). پس از پیاده‌کردن نمونه‌ها در نمودار سه‌تایی MgO-FeO-Al2O3، نمونه‌ها در گسترة جزیره‌های کمانی و مرز فعال قاره‌ای جای می‌گیرند (شکل 9- B).

 

 

 

شکل 9- جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آذرین بازیک بلوک جوپار در: A) نمودار پیشنهادیِ Wood (1980)؛ B) نمودار پیشنهادیِ Pearce (1977)؛‌ C) نمودار Zr در برابر Zr/Y (Pearce, 1983) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)


 

 

برای اینکه روشن شود کمان ماگمایی از نوع اقیانوسی است یا قاره‌ای، از نمودار Zr ربرابر Zr/Y بهره‌ گرفته شد (شکل 9- C). در این نمودار، سنگ‌های بررسی‌شده در محدوة کمان‌های قاره‌ای جای می‌گیرند. گمان می‌رود کمان ماگمایی سازنده سنگ‌های این منطقه پیامد فرورانش پوسته‌ای اقیانوسی به زیر پوستة‌ قاره‌ای بوده است. افزون‌بر نمودارهای بالا، نسبت عنصرهای کمیاب Zr/Y نیز برای شناخت رژیم زمین‌ساختی به‌کار برده می‌شود (Pearce and Norry, 1979)؛ بدین‌گونه‌که اگر در گدازه‌ها Zr/Y>3 باشد، پهنة زمین‌ساختی کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای بوده و اگر Zr/Y

 

ارزیابی هضم و تبلوربخشی AFC))

برای اینکه روشن شود ماگمای بازالتی سازندة سنگ‌های منطقه از نوع اولیه است یا از گوشته‌ای پدید آمده است که ترکیبش تغییراتی روی داده است باید نگاهی به ویژگی‌های ماگماهای اولیه‌ای داشت که در تعادل با کانی‌شناسی شاخص گوشتة بالایی ( الیوین+ ارتوپیروکسن+ گارنت+ اسپینل) هستند. این ویژگی‌ها عبارتند از Mg# یا عدد منیزیم بالا (بیشتر از 7/0) و مقدارهای Ni بالا (ppm1400-1500) و Cr بالا (بیشتر از ppm1000). با این ویژگی‌ها، اگر ماگما به‌جای جدایش از گوشته‌ای عادی، از گوشته‌ای تهی‌شده یا غنی‌شده جدا شده باشد، این معیارها دیگر کاربردی نخواهند داشت (Wilson, 1989). بازالت‌های جوپار Mg# کمتر از 68/0 دارند و مقدار Ni و Cr آنها نیز به‌ترتیب از ppm63 و190 کمتر است. ازاین‌رو، ماگمای سازندة سنگ‌های بررسی‌شده از ماگماهای اولیه و در تعادل با گوشته بالایی نبوده است. ازاین‌رو، یا پس از پیدایش در گوشتة اولیه دستخوش تغییراتی در ترکیب شیمیایی ماگمایی اولیه شده‌اند و یا پیامد ماگمایی هستند که از گوشته دگرنهادی جدا شده‌اند. یکی از نکته‌های دیگری که نشان‌دهندة این پدیده است، ضریب انجماد است:

I.S.=MgO*100/MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O

اگر ضریب انجماد پیشنهادیِ Kuno (1959) برابربا 35-45 باشد، سنگ‌ها از نوع اولیه هستند و اگر این ضریب از 35 کمتر باشد، سنگ‌ها از نوع جدایش‌یافته هستند. سنگ‌های بلوک جوپار ضریب انجماد برابربا 26- 33 دارند پس از نوع جدایش‌یافته به‌شمار می‌روند (جدول 1).

برای بررسی تأثیر فرایندهایAFC نیز نمودار Ta/Yb-Th/Yb به‌کار برده شد. روندهای FC و AFC در این نمودار دخالت سنگ‌کرة قاره‌ای و نیمه‌قاره‌ای در سنگ‌زایی سنگ‌ها را نشان می‌دهند. برای نمونه‌های جوپار، تغییرات نسبت‌های Ta/Yb-Th/Yb نشان‌دهندة دخالت فرایندهای آلایش پوسته‌ای در سنگ‌زایی ماگمای مادر این سنگ‌ها هستند (شکل10- A). بالاآمدن ماگماهای پدیدآمده در گوة گوشته‌ای از میان پوستة ضخیم آلایش پوسته‌ای را در پی دارد. نسبت Nb/La کم پیامد تمرکز کم Nb در نمونه‌های منطقه است و نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای شدید است (شکل 10- B).

برای بررسی فرایند AFC نسبت Rb/Th به‌کار برده شد؛ زیرا این دو عنصر تنها عنصرهایی هستند که دچار تبلور مجموعه‌های آبدار یا بی‌آب نمی‌شوند. مقدار نسبت Rb/Th در سنگ‌های پوسته‌ای از گدازه‌های بازیک بیشتر است؛ ازاین‌رو، بالارفتن این نسبت در سنگ‌های منطقة بررسی‌شده شاید پیامد هضم پوسته‌ای باشد. در این نمودار،‌ Rb نشانة جدایش است. این الگو درجات مختلف تبلوربخشی دربرابر مقدارهای گوناگون (r) را نشان می‌دهد. r نشان‌دهندة نسبت سرعت هضم به سرعت تبلوربخشی است. برپایة این شکل، هرچه داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة سنگ‌ها به ترکیب پوسته‌ای نزدیک‌تر باشد هضم بیشتری روی داده است (Keskin et al., 1998). رسم ترکیب سنگ‌های منطقه در این نمودار نشان می‌دهد سنگ‌های جوپار ترکیبی نزدیک‌به ترکیب پوسته‌ای دارند؛ پس دچار آلودگی و هضم شده‌اند (شکل 10- C).

 

 

 

شکل 10- سنگ‌های آذرین بازیک بلوک جوپار در: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearcem, 1983) برای بررسی فرایند AFC؛ B) نمودار Nb در برابر Nb/La (Xiao et al., 2014)؛ C) نمودار Rb/Th دربرابر Rb (Keskin et al., 1998) برای نشان دادن فرایندهای AFC (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

 

بحث و نتیجه‌گیری

در این پژوهش، با بررسی‌های زمین‌شیمیایی، جایگاه و پهنة زمین‌ساختی بازالت‌های جوپار بررسی و ارزیابی شد. بررسی‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی نشان می‌دهد بازالت‌های بررسی‌شده با ترکیب سنگ‌شناسی الیوین‏‌بازالت، بازالت و بازالت‏‌آندزیتی از نوع آلکالن هستند. برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی منطقه (مانند: غنی‌شدگی عنصرهای LILE دربرابر HFSE و غنی‌شدگی LREE دربرابر HREE همراه با تهی‌شدگی Nb و Ta) اینگونه تعمیم داده می‌شود که ماگمای سازندة بازالت‌های جوپار در پهنه‌ای فرورانشی از نوع مرز فعال قاره‌ای پدید آمده‌اند. نمودارهای La/Sm دربرابر La نشان‌دهندة ذوب‌بخشی 1-5 درصدی از خاستگاهی غنی‌شده هستند. جایگاه نمونه‎‌های بررسی‌شده در نمودارهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb، Nb دربرابر La/Nb و Rb دربرابر Rb/Th نقش آلایش پوسته‌ای در پیدایش این سنگ‌ها را نشان می‌دهد. برپایة آنچه گفته شد، به احتمال بالا چه‌بسا ماگمای سازندة سنگ‌های منطقة جوپار ماگمایی جداشده در پهنة فرورانش بوده است. در پی فرورانش مایل اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی، نخست ماگمای مادر بازیک از گوشته‌ای غنی‌شده یا متاسوماتیسم‌شده پدیده آمده است. جایگیری ماگمای بازی قلیایی نخستین در پهنه‌های ژرف پوسته سبب ذوب‌بخشی پوسته شده و ماگمای اسیدی پدید آمده است. ماگمای کم‌چگالِ اسیدی مانند فیلتری از گذر مذاب به سطوح بالاتر جلوگیری می‌کند. با آغاز فوران، نخست ماگمای اسیدی به بیرون راه پیدا می‌کند. سپس ماگماهای بازی ژرف در پی فعالیت‌های گسل‌ها با آلایش پوسته‌ای به سطح زمین می‌رسد و این گدازه‌ها بازالت‌های قلیایی را می‌سازند.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان این مقاله از جناب مهندس شکوریان مدیر شرکت زرآزمای ماهان برای فرستادن نمونه‌ها به استرالیا برای انجام آنالیزهای شیمیایی سپاس‌گزارند. همچنین، از جناب آقای مهندس آرمین بهرامپور برای همراهی در نمونه‌برداری و گرفتن مقطع‌های نازک و از داوران گرامی که وقت و دقت خود را در بررسی مقاله به‌کار برده‏‌اند بسیار سپاس‌گزارند.

Aghanabati, A. (2006) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).           

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67–95.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and Tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Sciences 20: 163–183.

Biabangard, H. Sepehr, S. and Boomeri, M. (2017) Petrology and Geochemistry of Shakh Sefid Granitoid and related skarn in the North of Rayen (southeastern of Kerman). Iranian Journal of Petrology 5(20): 1-14 (in Persian).

Carmichael, I. S. E., Turner, F. J. and Verhoogen, J. (1974) Igneous Petrology. McGraw-Hill, New York, US.

Carr, M. (1995) Program Igpet. Terra Softa, Somerset, New Jersey, U.S.A.

Conly, A. G., Brenan, J. M., Bellon, H. and Scott, S. D. (2005) Arc to rift transitional volcanism in the Santa Rosalía region, Baja California Sur, México. Journal of Volcanology and Geothermal Research 142: 303-341.

Cox, K. G. and Hawkesworth, C. J. (1985) Geochemical stratigraphy of Decan Traps, at Mahabalshwar, Western Ghats, India, with implication for open system magmatic processes. Journal of Petrology 26: 355-377.

Dimitrijevic, M. N., Djockovic, I., Cvettic, S. and Halaviatiz, J. (1979) Geological map of Rayen 1:100000 seris, sheet 7449, Geological Survey of Iran, Iran.

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

Emami, M. H. (1981) Geologie de la region de QomAran (Iran). Granoble, France, 489.

Frey, F. A., Garcia, M. O., Wise, W. S., Kennedy, A., Gurriet, P. and Albarede, F. (1991) The evolution of Mauna Kea volcano, Hawaii: Petrogenesis of tholeittic and alkalic basalts. Journal of Geophysical Research 96: 29-40.

Ghasemi, H. Jamshidi, K (2011) Geochemistry, petrology and proposed tectonomagmatic model for generation of alkaline basic rocks in the base of the Shemshak Formation, the eastern Alborz zone. Journal of Crystallography and Mineralogy 19: 699-714 (in Persian).

Halsor, S. P. (1989) Large glass inclusions in plagioclase phenocrysts and their bearing on the origin of mixed andesitic lavas at Toliman Volcano, Guatemala. Bulletin of Volcanology 51: 271–280

Hirschman, M. (1998) Origin of the transgerssive granophyres in the layered series of the Skaergaard intrusion, east Greenland. Journal of Volcanology and Petrology 52(3): 185-207.

Hooper P. R. and Hawkesworth C. J. (1993) Isotopic and geochemical constraints on the origin and evolution of the Columbia River Basalts. Journal of Petrology 34: 1203– 1246.

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

Janousek, V., Geist, D. J. and White, C. M. (2001) A quickbasic program for petrochemical re-calculation of whole-rock major element analyses on IBMPC. Journal of the Czech Geological Society 46(2): 9-13.

Keskin, M., Pearce, J. A. and Mitchell, J. G. (1998) Volcano Stratigraphy and geochemistry of Collision relatd Volcanism on the Erzrum kars Plateau,northeastern Turkey. Journal of Volcanology 54: 43-89.

Kuno, H. (1959) Origin of Cenozoic petrologic provinces of Japan and surrounding areas. Volcanology 20: 37-76.

Kuo, L. C. and Kirkpatrick, R. J. (1982) Preeruption history of phyricbasalts from DSDP legs 45 and 44. Evidence from morphology and zoning in plagioclase. Contribution to Mineralogy Petrology 79:13-27.

Kurt, H., Asan, K. and Ruffet, G. (2008) The relationship between collision-related calcalkaline, and withinplate alkaline volcanism in the Karacadag Area (KonyaTurkiye, Central Anatolia). Chemie der Erde, Geochemistry 68: 155–1766.

Le Bas M. J., Maitre R. W., Streckeisen A. and Zanettin B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali silica diagram. Journal of Petrology 27: 745–750

Mckenzie D. P. and O’Nions R. K. (1991) Partial melt distribution from inversions of rare earth element concenteration. Journal of Petrology 32: 1021-1091.

Moinevaziri, H. (1998) an Introduction to Magmatism of Iran. Tehran University Press, Tehran (in Persian).

Nakamura, N. (1974) Determinations of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-773.

Pearce, T. H., Gorman, B. E. and Birkett, T. C. (1977) The relationship between major element chemistry and tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks. Earth and Planetary Science Letters 36: 121-132.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites (Ed. Thorpe, R. S.) 525-548. John Wiley & Sons, Inc., New York, US.

Pearce, J. A. (1983) The role of sub-continental lithosphere in magma genesis at destructive plate margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M.J.) 230-249. Nantwich, Cheshire, Shiva Publications.

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

Pearce, T. H., Russell, J. K. and Wolfson, I. (1987) Laser-interference and Noma ski interference imaging of zoning profiles in in plagioclase phenocrysts from the May-18. 1980 eruption of Mount St. Helens, Washington. American Mineralogist 72: 1131-1143.

Righter, K. and Rosas-Lguera, J. (2001) Alkalin lavas in the volcanic front of the western Mexican volcanic belt: Geology and Petrology of the Ayutal and Tapala volcanic fields. Journal of Petrology, 36: 2333-2361.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. 1st edition, Longman Scientific and Technichal, London, UK.

Sabzehei, M. (1974) Les mélanges ophiolitique de la region, Esfandagheh (Iran meridional). Etude petrographique et structurale. Interpretation dans Le carde Iranian. Ph.D. thesis University of Grenoble, Grenoble, French.

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

Sirvastava, R. K. and Singh, R., K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian subalkaline mafic dikes from the Indian craton: Evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences 23: 373-389.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:
implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42(1): 313-345.

Thompson, R. N. (1982) Magmatism of British Tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology 18(3): 49-107.

Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt of the systems diopside albite-anorthite and the origin of dusty plagioclase in andesite, Contribution to mineralogy petrology 89: 1-16

Wang, Y., Fan, W. and Guo, F. (2003) Geochemistry of early Mesozoic potassium-rich diorites granodiorites in southeastern Hunan Province, South China: Petro genesis and tectonic implications. Geochemical Journal 37: 427-448.

Wass, S. Y. and Roger, N. W. (1980) Mantle metamorphism- Precursor to alkaline continental volcanism. Geocheimica et Cosmochimica Acta 44: 1811-1823

Wayer, S., Munker, C. and Mezger, K. (2003) Nb/Ta, Zr/Hf and REE in the depleted mantle: implications for the diferentiation history of the crust-mantle system. Earth and Planetary Science Letters 205: 309-324.

Wilson, M. (1989) igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Unwin Hymen, London, UK.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-342.

Wood D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province. Earth and Planetary Science Letters 50: 11-30.

Xiao, Y., Niu, Y., Li, H., Wang, H., Liu, X. and Davidson, J. (2014) Trace element budgets and (re) distribution during subduction- zone ultrahigh pressure metamorphism: Evidence from Western Tianshan, China. Chemical Geology 365: 54-68.