"سنگ‌نگاری، ژئوشیمی و جایگاه تکتونیکی گدازه‌های پالئوژن در جنوب‌غرب‌ بصیران-شرق بلوک لوت، شرق ایران"

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

2 استاد، زمین شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

3 استادیار، گروه زمین شناسی، دانشکده ژئوفیزیک، دانشگاه تحصیلات تکمیلی زنجان، زنجان، ایران

چکیده

سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن در جنوب‌غرب بصیران متعلق به نوار آتشفشانی-نفوذی بلوک لوت در شرق ایران می‌باشند. سنگ-های مورد مطالعه دارای طیف ترکیبی از بازالت تا ریولیت (بازالت، آندزیت، داسیت و ریولیت) با فراوانی بیشتر سنگ‌های حدواسط می‌باشند. بافت غالب در این سنگ‌ها شامل پورفیریتیک و گلومروپورفیریتیک با زمینه میکرولیتی است. خصوصیات ژئوشیمیائی مؤید ماهیت کالک‌آلکالن، کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا و شوشونیتی برای این سنگ‌هاست. بطور‌کلی غنی‌شدگی از LILEs (مانند Cs، K، U و Th) نسبت به HFSEs (Nb، P، Zr و Ti)، آنومالی منفی Nb و Ti و میزان بالای نسبت LREEs به HREEs در این سنگ‌ها مشابه با ویژگی‌های سنگ‌های ماگمایی در زون‌های فرورانشی می‌باشد. آنومالی مثبت Pb مبین نقش آلایش پوسته‌ای در تکامل ماگمای والد است. تفاوت سنگ‌های اسیدی و سنگ‌های بازیک-حدوسط ممکن است نتیجه تکامل یافتگی بیشتر ماگمای اسیدی نسبت به ماگمای بازیک-حدواسط یا نتیجه دگرسانی بالای سنگ های اسیدی باشد. ویژگی‌های ژئوشیمیائی و نیز نمودارهای تعیین محیط تکتونیکی حاکی از تشکیل سنگ‌های آتشفشانی مورد بررسی در یک محیط تکتونیکی با ویژگی‌های قوسی حاشیه قاره‌ای نابالغ تا نرمال است. بعلاوه، ماگمای والد سنگ‌های بازیک-حدواسط می‌تواند از درجه پایین ذوب بخشی (کمتر از 5 درصد) پریدوتیت گوشته‌ای (گارنت لرزولیت) در عمق 90 تا 110 کیلومتری ایجاد شده باشد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

"Mineralogy, geochemistry and tectonic setting of paleogenic volcanic lavas in southwest of Basiran, South of Lut Block, Eastern Iran"

نویسندگان [English]

  • Siavash Omidianfar 1
  • Mohammad Rahgoshay 2
  • Iman Monsef 3
1 Department of geology, Faculty of earth science, University of shahid Beheshty, Tehran, Iran
2 Professor, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University of Tehran, Tehran, Iran
3 Assistant professor, Department of Geology, Institute of advanced studies in basic sciences of Zanjan, Zanjan, Iran
چکیده [English]

The Paleogene volcanic rocks in southwest of Basiran belong to the Lut Block volcanic–plutonic belt in eastern Iran. The studied rocks range from basaltic to rhyolitic compositions (basalt, andesite, dacite and rhyolite) with a peak in intermediate compositions. These rocks are dominated by porphyritic and glomeroporphyric textures with microlitic groundmass. Geochemical evidence reveals that they have typical features of calc-alkaline, high-K calc-alkaline to shoshonitic rocks. Generally, enrichment in LILEs (like Cs, K, U and Th) rather than HFSEs (like Nb, P, Zr and Ti), negative anomalies of Nb and Ti and high LREEs/HREEs ratio in these rocks are similar to magmatic rocks in subduction zones. Positive anomalies of Pb show involvement of continental crust in evolution of parental magma. However, geochemical difference of acidic and basic-intermediate rocks may be resulted from more evolved nature of acidic magma compared to basic-intermediates or alteration effects. Based on geochemical characteristics and tectonic discrimination diagrams the studied volcanic rocks presumably formed in an immature to normal continental arc setting. Furthermore, primitive magma of basic-intermediate associations could be generated by low degree partial melting (less than 5%) of mantle peridotite (garnet lherzolite) in depth of 90-110 km.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Mineralogy"
  • Geochemistry"
  • Tectonic setting"
  • Basiran"
  • Lut block"

برپایة رده‌بندی ساختمانی رسوبی ایران، گدازه‏‌های درون جنوب‏باختری‏ بصیران در بخش خاوری بلوک لوت شمالی جای گرفته‌اند (Darvishzadeh, 2006). گدازه‏‌های یادشده بخشی از پهنة آتشفشانی- نفوذی در خاور ایران هستند که در بخش‏‌هایی از بلوک لوت و زمین‏‌درز سیستان گسترش دارد. برای بخش آتشفشانی این پهنة آتشفشانی- نفوذی سن پالئوژن (ائوسن میانی تا الیگوسن پسین) برآورد شده است (Pang et al., 2013).

بلوک لوت روند شمالی– جنوبی دارد و با گسل نهبندان در خاور، گسل درونه در شمال، گسل نایبند در باختر و گسل جازموریان در جنوب فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981). بلوک لوت فعالیت گسترده‏‌ای از دیدگاه ماگماتیسم دارد که از زمان ژوراسیک آغاز شده و تا زمان نئوژن ادامه داشته و سپس در ائوسن به اوج خود رسیده است (Pang et al., 2013). زمین‏‌درز سیستان و کمپلکس‏‌های افیولیتی خاور ایران (افیولیت‏‌های بیرجند و نهبندان)، بازماندة شاخه‏‌ای فرعی از اقیانوس نئوتتیس و نشانة مرز بلوک‏‌های لوت و افغان به‌شمار می‌روند (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983).

Zarinkoub و همکاران (2012) سن تبلور گابروهای سکانس افیولیتی بیرجند را 107 تا 113 میلیون سال پیش (کرتاسه پیشین) به‌دست آورده‌اند. همچنین، Babazadeh و De Wever (2004) و Babazadeh و همکاران (2007)، سن رادیولاریت‏‌های درون زمین‏‌درز سیستان را آپتین پیشین تا آلبین پسین برآورد کرده‏‌اند. زمان دقیق بازشدگی اقیانوس میان بلوک‏‌های لوت و افغان تاکنون ناشناخته مانده است. Zarinkoub و همکاران (2012)، Angiboust و همکاران (2013) و Brocker و همکاران (2013) زمان بسته شدن پوستة اقیانوسی یادشده و برخورد بلوک‏‌های لوت و افغان را کرتاسه بالایی دانسته‌اند. Eftekharnezhad (1981)، Zarinkoub و همکاران (2012) و Pang و همکاران (2013) ماگماتیسمِ زمان پالئوژن- نئوژن در خاور بلوک لوت را پیامد فرورانش به‌سوی باختر پوستة اقیانوسی در مرز بلوک‏‌های لوت و افغان (شاخه‏‌ای از اقیانوس نئوتتیس) دانسته‏‌اند؛ اما Saccani و همکاران (2010) فرورانش پوستة اقیانوسی یادشده را به‌سوی خاور و به زیر بلوک افغان و نه را به‌سوی باختر و زیر بلوک لوت می‏‌دانند. به‌باور Arjmandzadeh و همکاران (2011)، فرورانش پوستة اقیانوسی در میان بلوک لوت و افغان دو‏‌سویه و نا‏‌متقارن بوده است. بلوک لوت منطقه‌ای با ماگماتیسم فعال ژوراسیک- نئوژن به‌شمار می‌رود و ازاین‌رو، شناخت فرایندهای ماگماتیسم آن در شناخت الگوی تکتونوماگمایی خردقارة ایران مرکزی و بلوک‏‌های پیرامون آن، در بازة زمانی یادشده، کارآمد است.

از سوی دیگر، کانه‏‌زایی‌های گوناگونی مانند نهشته‏‌های Cu، Mo، Au، Cu-Au-Ag IOCG، رگه‏‌های Cu، مسیو‏‌سولفید‏‌های Cu-Au و نهشته‏‌های اسکارنی Sn در پی فرایند ماگماتیسم در بلوک لوت پدید آمده‌اند (Malekzadeh, 2010). شناخت وضعیت تکتونوماگمایی بلوک لوت در زمان‏‌های مختلف ضروری است؛ زیرا عاملی برای تمرکز زمانی- مکانی کانه‏‌زایی‏‌های یادشده است. در این پژوهش، با هدف تکمیل داده‏‌های زمین‌شیمیایی محدودة بررسی‌شده در جنوب بصیران که بخشی از نوار آتشفشانی- نفوذی بلوک لوت به‌شمار می‌رود، به بررسی سنگ‏‌نگاری، زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی گدازه‏‌های پالئوژن (ائوسن میانی- الیگوسن پسین) پرداخته شده است.

 

زمین‏‌شناسی عمومی منطقه

گدازه‏‌های پالئوژن بررسی‏‌شده در 10 تا 80 کیلومتری جنوب‏باختری‏‌ روستای بصیران (روستای بصیران در 90 کیلومتری جنوب بیرجند است) و در نزدیکی مرز بلوک لوت با پهنة زمین‏‌درز سیستان رخنمون دارند (شکل 1).

گدازه‏‌های بررسی‏‌شده در همة محدوده بصیران دیده می‏‌شود؛ مگر در بخش‌های محدودی که سنگ‏‌های نفوذی و یا رسوب‌های آبرفت رخنمون دارند. توالی آتشفشانی در این محدوده روی سازند‏‌های آهکی ژوراسیک و در زیر واحد‏‌های رسوبی گوناگون (کنگلومرا، ماسه سنگ، مارن و ...) پلیوسن جای گرفته است و دربردارندة سنگ‏‌های بازالت، آندزیت، داسیت، ریولیت و نیز سنگ‏‌های آذرآواری هم‌ارز آنهاست (شکل 2).

 

 

 

شکل 1- جایگاه بلوک لوت در نقشة ایران و جایگاه محدودة بصیران در بلوک لوت (برگرفته از Berberian و King، 1981 با اندکی تغییر)

 

 

شکل 2- نقشة زمین‏‌شناسی محدودة بررسی‌شدة بصیران و جایگاه نقاط نمونه‌برداری روی آن

 

ویژگی‌ صحرایی واحدهای گوناگون آتشفشانی

سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده به‌گونة متناوب و به‌صورت واحدهایی با ستبرای گوناگون روی هم جای گرفته‏‌اند. ستون آتشفشانی در این محدوده در برخی بخش‌ها گسله است و نشانه‌هایی از رویداد دگرسانی و کانه‏‌زایی در راستای برخی از این شکستگی‏‌ها دیده می‌شود. گدازه‏‌های بازالتی درون محدودة بررسی‌شده با ساختار توده‏‌ای و یا منشوری (شکل 3- A)، به رنگ خاکستری تیره، نادگرسان و به‌صورت صخره‏‌ساز رخنمون دارند. گدازه‏‌های آندزیتی و داسیتی که گسترده‏‌ترین رخنمون سنگی محدودة بررسی‌شده به‌شمار می‌روند، به‌صورت توده‏‌ای و یا به‌صورت لایه‏‌هایی با ستبرای متفاوت ( 5/0 تا بیشتر از 5 متر)، به رنگ خاکستری تیره تا روشن، کمابیش سالم و نا‏‌دگرسان (شکل 3- B) و بیشتر به حالت صخره‏‌ساز دیده می‏‌شوند. گدازه‏‌‏‌های ریولیتی نیز به‌صورت لایه‏‌هایی با ستبرای متفاوت (2 تا بیشتر از 10 متر)، به رنگ روشن، رخنمون‏‌هایی کمابیش مسطح و کاملأ دگرسان‌شده هستند (شکل 3- C).

 

 

 

شکل 3- A) نمایی از گدازه‏‌های بازالتی با ساختار منشوری (نگاه رو به شمال)؛ B) نمایی از گدازه آندزیتی با ساختار توده‏‌ای؛ C) نمایی از ریولیتی دگرسان شده (نگاه رو به شمال)؛ D) نمایی از سنگ‏‌های آذرآواری در محدودة جنوب روستای بصیران (نگاه رو به شمال)

 

 

سنگ‏‌های آذرآواری به‌صورت لایه‏‌هایی از توف و برش‏‌های ریزشی و جریانی جوش‏‌خورده با ستبرای متفاوت (2 تا بیشتر از 5 متر)، به رنگ خاکستری تیره تا روشن و ساخته‌شده از بخش‌های بلور و تکه‌های سنگی رخنمون دارند (شکل 3- D). سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب حد واسط و اسیدی و با اندازه کمتر 1 تا بیشتر از 50 میلیمتر از تکه‌های سنگی درون آنها به‌شمار می‌روند.

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های کتابخانه‏‌ای و بررسی پژوهش‌های پیشین در محدودة بررسی‌شده، مسیر‏‌های پیمایش تعیین و در هنگام بررسی‌های میدانی، روی‌هم‌رفته شمار 160 نمونه از همة واحد‏‌های آتشفشانی برداشت شد. برپایة تنوع و گسترش واحد‏‌های سنگ‏‌شناسی گوناگون، از مجموعه نمونه‏‌های یادشده، شمار 110 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی‌ شد. برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، از میان نمونه‏‌های با کمترین دگرسانی، شمار 15 نمونه برگزیده شدند تا میزان اکسیدهای عنصرهای اصلی در آنها به روش XRF با دستگاه مدل PW 2404 در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران اندازه‌گیری شود. همچنین، محاسبه میزان عنصرهای کمیاب و نیز عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‌های یادشده به روش ICP-MS با دستگاه Agilent series 4500 در شرکت زرآزما انجام شد. دقت تجزیه برای عنصرهای اصلی نزدیک‌به 5± درصد و برای عنصرهای کمیاب برای غلظت‏‌های بالای ppm100 برابربا 5± و برای غلظت‏‌های کمتر از ppm100 برابربا 10± درصد است. برای رسم نمودارهای زمین‌شیمیایی نیز از نرم‌افزار‏‌های GCDkit 4.00 و نیز CorelDRAW X7 (64 Bit) بهره گرفته شد.

سنگ‌نگاری

سنگ‏‌های بازالتی: این دسته از سنگ‏‌ها دربردارندة بلورهای کانی‌های اصلیِ پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین- لابرادوریت (فراوانی: 55 تا 65 درصدحجمی) و پیروکسن با ترکیب اوژیت، تیتانوژیت و دیوپسید (فراوانی: 25 تا 30 درصدحجمی) هستند. همچنین، آمفیبول با ترکیب هورنبلند (فراوانی: 5 تا 10 درصدحجمی) و کانی‏‌های کدر (فراوانی: 2 تا 4 درصدحجمی) از کانی‏‌های فرعی آنها به‌شمار می‌روند. همچنین، کانی‏‌های کلریت، اپیدوت، کلسیت و برخی کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های ثانویه دیده‌شده در این دسته از سنگ‌ها هستند. فراوان‌ترین بافت آنها پورفیریتیک است؛ اما گاه بافت‏‌های گلومروپورفیریتیک، پوییکیلیتیک، آمیگدالوییدال و غربالی نیز در آنها دیده می‌شود (شکل 4- A). در این سنگ‌ها، خوردگی در کناره‌های برخی فنوکریست‏‌ها و پیدایش بافت غربالی نشانة نبود تعادل شیمیایی میان فنوکرست و مذاب بجامانده (ماگمای سازندة زمینه) و در حال تبلور است. این پدیده به‌دنبال کاهش فشار هنگام بالاآمدن ماگما (Best and Christiansen, 2001)، آمیختگی ماگمایی و یا آلایش پوسته‏‌ای (Kawabata and Shut, 2005) روی داده است. بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن از فنوکریست‌های درون این دسته از سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. زمینه از حالت نهان‌بلور تا ریزبلور متغیر است و نزدیک به 40 تا 70 درصدحجمی این سنگ‏‌ها را دربر گرفته است. همچنین، در بیشتر نمونه‌ها، نسبت‏‌های متفاوتی از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و ریزبلورهای پیروکسن دیده می‌شوند که با بلورهای ریز آمفیبول و کانی‏‌های کدر (اولیه و ثانویه) همراهی می‏‌شوند.

سنگ‏‌های آندزیتی: باتوجه به مودال کانی‏‌های درون این دسته از سنگ‏‌ها، زیردستة سنگ‏‌های آندزیتی و آندزیتی کوارتز‏‌دار و زیردستة سنگ‏‌های هورنبلند آندزیتی از هم شناسایی شدند. به هر کدام از این زیردسته‏‌ها در زیر پرداخته شده است:

سنگ‏‌های آندزیتی و آندزیتی کوارتز‏‌دار: در این دسته از سنگ‏‌ها، بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین تا الیگوکلاز (فراوانی: 60 تا 80 درصدحجمی) و آمفیبول از نوع هورنبلند (فراوانی: 10 تا 25 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی به‌شمار می‌روند. همچنین، پیروکسن با ترکیب دیوپسید و اوژیت (فراوانی: 2 تا 8 درصدحجمی)، بیوتیت ( فراوانی: 1 تا 4 درصدحجمی)، کوارتز (در سنگ‏‌های آندزیتی کوارتز‏‌دار با فراوانی نزدیک‌به 5 درصدحجمی؛ اما در سنگ‌های آندزیتی با فراوانی کمتر از 5 درصدحجمی)، اسفن (به‌صورت بسیار کمیاب و موردی) و کانی‏‌های کدر (فراوانی: 1 تا 3 درصدحجمی) از شمار کانی‏‌های فرعی هستند. کلریت، اپیدوت، کلسیت و کانی‏‌های کدر نیز از کانی‏‌های ثانویه هستند. فراوان‏‌ترین بافت دیده‌شده در آنها پورفیریتیک است؛ اما بافت‏‌های گلومروپورفیریتیک، ویتروفیری، سری‏‌ایتی (تدریجی)، پوییکیلیتیک، غربالی و جریانی نیز در آنها دیده می‌شوند (شکل‌های 4- B و 4- C). بلورهای فنوکریست عمومأ دربردارندة بلورهای پلاژیوکلاز و آمفیبول و پیروکسن هستند. زمینه از حالت نهان‌بلور تا ریزبلور متغیر است و نزدیک‌به 50 تا 90 درصدحجمی این سنگ‏‌ها را دربر گرفته است و بیشتر دربردارندة میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، به میزان کمتر بلور‏‌های ریز آمفیبول، کوارتز (تنها در سنگ‏‌های کوارتز آندزیتی) و بیوتیت است.

سنگ‏‌های هورنبلند آندزیتی: در این دسته از سنگ‏‌ها نیز بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین تا الیگوکلاز (فراوانی: 40 تا 55 درصدحجمی) و آمفیبول از نوع هورنبلند (فراوانی: حجمی 35 تا 40 درصدحجمی) از شمار کانی‏‌های اصلی هستند. پیروکسن با ترکیب دیوپسید و اوژیت (فراوانی: 5 تا 8 درصدحجمی)، بیوتیت ( فراوانی: 1 تا 2 درصدحجمی) و کانی‏‌های کدر (فراوانی: 1 تا 3 درصدحجمی) از کانی‏‌های فرعی و کلریت، اپیدوت، کلسیت و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های ثانویه به‌شمار می‌روند.بافت پورفیریتیک فراوان‏‌ترین بافت این سنگ‌ها است؛ اما بافت‏‌های گوناگون ویتروفیری، سری‏‌ایتی (تدریجی) و غربالی نیز در آنها دیده می‌شوند (شکل 4- D). در این سنگ‏‌ها، برخلاف سنگ‌های آندزیتی و آندزیتی کوارتزدار، بلورهای فنوکریست بیشتر از بلورهای نیمه‌شکل‌دار آمفیبول هستند. خوردگی در لبه فنوکریست‌های آمفیبول نشانة نبود تعادل هنگام تبلور ماگماست. زمینة این دسته از سنگ‏‌ها عمومأ ریزبلور و دربردارندة میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کانی های کدر است.

سنگ‏‌های داسیتی: در این دسته از سنگ‏‌ها، بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (فراوانی: 40 تا 45 درصدحجمی)، کوارتز (فراوانی: 30 تا 40 درصدحجمی) و آمفیبول با ترکیب هورنبلند (فراوانی: 12 تا 15 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی به‌شمار می‌روند. بیوتیت و کانی‏‌های کدر (مجموعأ با فراوانی نزدیک‌به 10 درصدحجمی) از کانی‏‌های فرعی هستند. کلریت، کلسیت و کانی‏‌های کدر نیز از کانی‏‌های ثانویه هستند. بافت‌های‏‌ پورفیریتیک با زمینه نهان‏‌بلور و میکروگرانولار بافت غالب هستند و بافت‏‌های گلومروپورفیریتیک و پویی‌کیلیتیک و غربالی نیز به‌صورت کمتر در این دسته از سنگ‏‌ها دیده می‌شوند (شکل 4- E). بلورهای فنوکریست دربردارندة پلاژیوکلاز، آمفیبول و کوارتز هستند. در برخی مقطع‌ها، فنوکریست های کوارتز خوردگی خلیجی دارند. در سنگ‏‌های داسیتی، زمینه به‌صورت نهان‌بلور و در برخی مقطع‌ها، به‌صورت ریز‏‌بلور است و نزدیک‌به 60 تا 80 درصدحجمی سنگ را دربر گرفته است. همچنین، میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، ریزبلورهای کوارتز و کانی‏‌های کدر دارد که گاه بلورهای ریز آمفیبول و بیوتیت نیز آنها را همراهی می‏‌کنند.

 

 

 

شکل 4- A) کانی‏‌ها و بافت پورفیریتیک (بازالت)؛ B) کانی‏‌ها و بافت غالب پورفیریتیک (آندزیت)؛ C) بافت پورفیریتیک با زمینه میکرولیتیک (آندزیت)؛ D) فراوانی فنوکریست های هورنبلند با خوردگی‏‌ در لبه‌های بلور (هورنبلند آندزیت)؛ E) کانی‌ها و بافت پورفیریتیک (داسیت)؛ F) بافت پورفیریتیک همراه با فنوکریست‌های بیوتیتی اوپاسیتی‌شده (ریولیت)؛ G) کانی‏‌ها و بافت میکروگرانولار (ریولیت) (Qtz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Afs: آلکالی‏‌فلدسپار؛ Am: آمفیبول؛ Bt: بیوتیت؛ Cpx: کلینوپیروکسن)


 

 

سنگ‏‌های ریولیتی: این دسته از سنگ‏‌ها عمومأ دچار دگرسانی کمابیش بالایی شده‌اند. همچنین، دربردارندة کانی‏‌های اصلیِ آلکالی‏‌فلدسپار (فراوانی: حجمی 10 تا 15 درصد) و کوارتز (فراوانی: حجمی50 تا 75 درصد) هستند. بیوتیت، آمفیبول و کانی‏‌های کدر (مجموعأ با فراوانی حجمی 10 تا 12 درصد) از کانی‏‌های فرعی آنها هستند. کلریت، کلسیت و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های ثانویه گوناگون آنها به‌شمار می‌روند. همانند دیگر گروه‌های سنگیِ این منطقه، بافت‏‌های پورفیریتیک بافت غالب در این دسته سنگی هستند؛ اما به‌صورت بسیار کمتر، بافت‏‌های میکروگرانولار، غربالی و پویی‌کیلیتیک را نیز از خود به نمایش می‏‌گذارند (شکل‌های 4- F و 4- G). در نمونه‏‌های با بافت پورفیریتیکنزدیک‌به 10 تا 20 درصدحجمیِ سنگ را بلورهای فنوکریست آلکالی‏‌فلدسپار دگرسان و بیوتیت و آمفیبول (فنوکریست‏‌های مافیک بیوتیت و آمفیبول درون این سنگ‏‌ها بیشتر اپاسیتی‌شده هستند) می‌سازند. در زمینه نیز مجموعه‏‌ای از کانی‏‌های کوارتز، آلکالی فلدسپار، بیوتیت و کانی‏‌های ثانویه (مانند: کلسیت، کلریت) و کانی‏‌های کدر دیده می‏‌شود.

 

زمین‌شیمی

بررسی زمین‌شیمیایی از بهترین روش‏‌های علمی و عملی در شناخت نوع سنگ، پهنة زمین‌ساختی، خاستگاه ماگما و روند تحولات ماگمای نخستین است. بررسی زمین‌شیمیایی در کنار بررسی‌های سنگ‌نگاری راهگشای بررسی‌های سنگ‌شناسی و سنگ‌زایی سنگ‏‌های یک منطقه است. اندازه‏‌گیری عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب و بهره‌گیری از نمودارهای ویژه در شناسایی نوع سنگ، خاستگاه مذاب، پهنة زمین‌ساختی پیدایش سنگ و ... دستیابی به هدف یادشده نزدیک می‌شود. داده‏‌های ایزوتوپی نیز برای بررسی درستی یافته‌های به‌دست‌آمده از بررسی داده‏‌های زمین‌شیمیایی به‌کار برده می‌شوند. ازآنجایی‌که داده‏‌های ایزوتوپی در این بررسی در دسترس نیستند، تنها داده‏‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب در جدول 1 به‌کار برده شده‌اند.

میزان تغییرات SiO2 در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از 33/51 تا 13/84 درصدوزنی است. برای نامگذاری سنگ‏‌ها، نمودار Zr/TiO2 دربرابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977) به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‏‌ها در محدوده‏‌های ساب‏‌آلکالی‌بازالت، آندزیت، داسیت و ریولیت جای گرفته‌اند. این نکته با یافته‌های سنگ‌نگاری همخوانی دارد (شکل 5- A). برتری کاربرد این نمودار، بهره‏‌گیری از عنصرهای فرعی در کنار عنصرهای اصلی در رده‌بندی سنگ‏‌های آذرین است. برای بررسی سرشت ماگمای سنگ‏‌های آتشفشانی، نمودار پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976) به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در گسترة کالک‏‌آلکالنِ پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفته‌اند (تنها نمونه HZ2287 ویژگی سری کالک‏‌آلکالن کلسیک از خود نشان داده است). همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‌شود، جایگیری نمونه‏‌های ریولیتی در محدودة توله‌ایتی چه‌بسا پیامد دگرسانی بالا در این سنگ‏‌هاست. بررسی‌های سنگ‌نگاری نیز درستی این نکته را نشان می‌دهند (شکل 5- B).


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی گدازه‏‌های گوناگون پالئوژن در جنوب بصیران (خاور بلوک لوت) (اکسید‏‌های عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) با روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب و عنصرهای خاکی کمیاب (برپایة ppm) با روش ICP-MS اندازه‏‌گیری شده‌اند. آهن به‌صورت آهن کل است و LOI نشان‌دهندة میزان مواد فرار برپایة درصد است)

Sample No:

HZ- 32

HZ- 287

HZ- 50

HZ- 220

HZ- 201

HZ- 146

HZ- 13

HZ- 283

HZ- 324

HZ- 169

HZ- 56

HZ- 66

HZ- 125

HZ- 236

HZ- 314

Petrography

Ba

An

An

An

An

An

Da

Da

Da

Da

Rh

Rh

Rh

Rh

Rh

SiO2

51.33

55.91

56.01

58.24

58.33

60.11

63.44

65.66

66.94

66.99

76.11

78.5

82.16

83.12

84.13

TiO2

0.97

1.41

1.33

0.23

0.76

1.6

1.12

0.54

0.96

1.02

0.12

0.75

1.36

0.3

0.81

Al2O3

17.87

19.7

17.08

16.84

15.98

15.88

15.83

15.53

14.71

15.55

14.97

12.79

10.3

1.27

8.13

Fe2O3T

8

4.012

6.25

6.53

7.52

6.43

5.51

4.59

4.77

3.31

1.5

3.22

1.02

1.44

2.49

MnO

0.13

0.067

0.15

0.1

0.14

0.12

0.07

0.09

0.16

0.06

0.01

0.01

0.01

0.01

0.015

MgO

5.24

3.24

2.98

3.77

2.94

2.23

2.56

2.02

1.8

1.54

0.18

0.098

0.1

4.96

0.63

CaO

9.5

8.65

8.7

6.78

7.71

5.87

2.75

4.27

3.8

3.91

0.47

3.56

2.09

8.75

0.59

Na2O

2.81

5.88

2.96

2.49

2.79

3.32

3.036

3.44

3.41

4.04

0.19

0.13

1.14

0.1

2.88

K2O

3.08

0.92

4

3.76

3.22

4.41

5.48

3.42

3.3

3.76

6.23

0.12

0.98

0.12

0.71

P2O5

0.22

0.44

0.35

0.058

0.46

0.35

0.33

0.17

0.25

0.32

0.037

0.14

0.16

0.09

0.15

LOI

3.53

3.44

2.61

1.73

2.36

2.25

3.23

2.12

1.73

2.75

3.78

3.5

3.4

3.18

2.76

Total

102.68

103.66

102.42

100.53

102.21

102.57

103.36

101.85

101.83

103.25

103.59

102.81

102.7

103.41

103.3

Ba

531

269

608

598

568

593

654

452

525

640

360

507

257

45

83

Be

7.8

7.6

10.4

6.3

9.1

6.4

3.3

2.7

1.8

0.8

0.2

2.8

0.2

0.2

0.2

Co

26.9

10.1

21.8

5.2

25.3

15.3

14.2

45.3

10.6

7.5

1

30

1

63.7

6.3

Cr

166

22

55

84

94

66

57

22

66

49

23

51

66

9

76

Cs

5.5

6.3

3.6

5.8

6

8.7

10.5

2.5

1.3

5.9

11.8

0.5

0.5

0.5

1.6

Hf

1.97

1.68

2.84

4.52

0.5

4.92

3.29

2.25

2.57

1.23

3.29

1.47

3.97

0.5

1.28

Nb

8.5

6.6

8.4

10.7

7.2

12.6

9.1

8.4

8.9

9.7

12

8.6

13.6

3.3

6.4

Pb

16

6

17

13

21

19

19

16

24

21

21

53

57

8

8

Mn

935

498

1106

737

1098

867

514

642

1179

475

33

9

29

507

111

Rb

56

26

76

75

75

119

173

109

99

107

220

1

3

<1

31

Sr

816.2

518.8

802.9

566.2

693.2

659.8

269.5

293.9

273.3

502.6

207.6

1918.9

1345

77.7

103.8

Ta

0.75

0.69

0.84

0.98

0.75

1.08

0.87

1.3

0.86

1.07

1.5

1.2

1.24

1.02

0.65

Th

3.91

2.76

11.41

17.26

10.07

18.83

13.67

11.92

10.69

19.33

51.23

13.17

12.25

1.83

5.8

U

0.9

0.5

3.2

3.9

2.2

4.8

2.8

2.6

2.3

3.8

9.5

2.6

3.4

1

1.2

V

200

214

254

170

223

181

129

105

98

69

33

124

59

66

43

Zr

86

71

121

181

16

186

111

88

86

44

100

65

134

11

50

Y

15.7

21.2

23.3

21.7

18.5

20.1

19.2

21.8

21.1

11.6

16.7

7.4

6.6

4.3

9.7

La

22

9

24

27

20

30

26

21

21

27

37

33

25

5

15

Ce

55

28

59

66

45

75

60

47

49

54

81

79

50

4

33

Pr

5.08

1.91

5.26

6.31

4.52

7.02

5.4

4.31

4.41

4.66

6.46

8.22

4.02

0.21

3.32

Nd

23.6

12

24.2

27

21.2

29.9

23.1

19.4

19.7

18.6

23.9

33.3

15.7

3.9

15.9

Sm

4.74

2.9

5.01

5.13

4.26

5.77

4.54

3.94

4.12

3.23

4.05

5.71

2.66

0.57

3.02

Eu

1.5

1.03

1.43

1.18

1.14

1.52

1.03

0.93

0.98

0.93

0.69

1.49

0.67

0.12

0.58

Gd

3.61

2.58

3.94

4.09

3.5

4.36

3.46

3.26

3.46

2.64

3.47

4.27

2.33

0.77

2.55

Tb

0.57

0.56

0.71

0.69

0.6

0.73

0.59

0.58

0.61

0.4

0.5

0.55

0.29

0.13

0.38

Dy

3

3.55

4.1

3.95

3.45

3.87

3.46

3.54

3.74

2.15

2.86

2.1

1.48

0.76

2.1

Er

1.57

2.24

2.39

2.41

2.13

2.24

2.09

2.34

2.37

1.24

1.86

0.9

0.8

0.47

1.68

Tm

0.23

0.34

0.37

0.36

0.31

0.32

0.35

0.34

0.35

0.19

0.32

0.14

0.12

<0.1

0.2

Yb

1.8

2.4

2.9

2.6

2.4

2.3

2.2

2.4

2.3

1.1

1.9

1

0.4

0.3

1

Lu

0.19

0.28

0.32

0.32

0.28

0.3

0.28

0.31

0.31

0.17

0.31

0.15

0.11

<0.1

0.18

Zr/Y

5.48

5.19

9.25

8.34

0.87

3.35

5.78

3.79

4.04

4.08

5.99

8.78

20.3

2.56

5.16

LaN/YbN

8.24

5.58

8.79

7

5.62

2.53

7.79

16.55

5.9

6.16

13.13

22.25

42.14

11.24

10.11

CeN/YbN

7.9

5.26

8.43

6.57

4.85

3.02

7.05

12.7

5.07

5.51

11.03

20.43

32.33

3.45

8.54

Eu/Eu*

1.11

0.98

0.93

0.79

0.9

1.15

0.79

0.97

0.79

0.79

0.56

0.92

0.82

0.55

0.64

 

شکل 5- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار رده‏‌بندی شیمیایی برپایة Zr/TiO2 دربرابر SiO2 (Winchester and floid, 1977)؛ B) نمودار‏‌ SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) برای شناسایی سری ماگمایی (نماد نمونه‌ها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)

 

 

در روند جایگیری نمونه‏‌ها در نمودارهای تغییرات عنصرهای اصلی دربرابر SiO2 (Harker, 1909)، میان نمونه‏‌های ریولیت (HZ56، HZ66، HZ125، HZ236 و HZ314) و نمونه‏‌های داسیت، آندزیت و بازالت (HZ13، HZ32، HZ50، HZ146، HZ169، HZ201، HZ220، HZ283، HZ287 و HZ234) جدایش آشکاری دیده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که روند‏‌های جداگانه و گاه متفاوت از هم نشان می‏‌دهند (شکل 6). ناپیوستگی یادشده در روند جایگیری نمونه‏‌های بررسی‌شده چه‌بسا نشانة نبود وابستگی زایشی میان سنگ‏‌های گوناگون حد واسط و بازیک (داسیت، آندزیت و بازالت) با سنگ‏‌های اسیدی (ریولیت)، آلایش بیشتر با مواد پوسته‌ای در مذاب مادر سنگ‌های ریولیتی (که سنگی تکامل یافته‌تر در ستون آتشفشانیِ این محدوده به‌شمار می‌رود) و یا دگرسانی بسیار در سنگ‏‌های اسیدی باشد. میزان LOI بیشتر و نیز رخداد دگرسانی بالا در بررسی‌های میدانی و سنگ‌نگاری در سنگ‏‌های اسیدی نیز گویای درستی این نکته هستند. در سنگ‏‌های حد واسط و بازیک، در اکسید‏‌های K2O و Na2O روند افزایشی و در اکسیدهای Al2O3، CaO، Fe2O3، MgO، MnO، P2O5 و TiO2 روند کاهشی دیده می‌شود. افزایش میزان K و Na با پیشرفت روند جدایش بلورین (افزایش میزان SiO2) در سنگ‏‌های بررسی‌شده روندی عادی بوده است که در آن عنصرهای یادشده در مراحل پایانی جدایش بلورین ماگمایی به ساختار بلورهای آلکالی‏‌فلدسپار افزوده می‏‌شوند. روند کاهشی Al2O3 همراه با جدایش بلورین ماگمایی چه‌بسا پیامد افزوده‌شدن عنصر Al در بلورهای پلاژیوکلاز است که در مراحل نخستین تبلور ماگمایی پدید آمده است (He et al., 2010). روند کاهشی CaO همراه با جدایش بلورین، پیامد ورود و مشارکت این عنصر در ساختار بلورهای پلاژیوکلاز کلسیک‏‌تر در مراحل نخستین تبلور ماگما نسبت به پلاژیوکلاز‏‌های سدیک‏‌تر در مراحل پایانی تبلور ماگماست (Zarasvandi et al., 2013; Morata and Aguirre, 2013). همچنین، روندهای کاهشی CaO، MgO و MnO همزمان با پیشرفت تبلور پیامد مشارکت و افزوده‌شدن این عنصرها در ساختار کانی‏‌های مافیک متبلورشده در مراحل آغازین تبلور ماگماست (Gao and Zhou, 2013). همة روندهای یادشده گویای تبلور سنگ‏‌های بازیک و حد واسط در پی فرایند تبلوربخشی از یک ماگمای یکسان است. با اینکه روندهای منظم و قابل پیش‌بینی در سنگ‏‌های بازیک و حد واسط دیده می‏‌شوند، در نمونه‏‌های اسیدی تنها روندی که دیده می‌شود، روند کاهشی Al2O3 است؛ اما دیگر اکسیدهای عنصرهای اصلی، روند افزایشی و یا کاهشی آشکاری دربرابر افزایش SiO2 نشان نمی‏‌دهند.

 

 

 

 

شکل 6- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در نمودارهای تغییرات اکسید‏‌های عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) دربرابر SiO2 (Harker, 1909) (نماد نمونه‌ها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)


 

 

نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در شکل 7- A آورده شده است. برای بیشتر نمونه‌های بازیک، حد واسط و اسیدی بررسی‏‌شده، عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، P، Zr و Ti) آنومالی منفی دارند. همچنین، عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: Cs، K، Rb، U و Th) دربرابر عنصرهای HFSE غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند؛ اما در نمونه‏‌های ریولیتی میزان برخی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (مانند: K و Rb) به‌گونة آشکاری کاهش یافته است که علت آن چه‌بسا دگرسانی کمابیش بالای این سنگ‏‌ها بوده است. غنی‏‌شدگی در LILE و تهی‏‌شدگی در HFSE از نشانه‏‌های ماگماهای پهنه‌های فرورانشی (مانند: کمان‏‌های آتشفشانی درون مرز فعال قاره‏‌ای) هستند (Gill, 1981; Pearce, 1983; Willson, 1989; Rollinson, 1993; Walker et al, 2001). آنومالی مثبت U و Th در همة نمونه‏‌ها می‏‌تواند به سبب اضافه شدن رسوب‌های پلاژیک و یا پوستة اقیانوسی دگرسان شده به سنگ خاستگاه (Fan et al., 2003) و یا آلایش پوسته‌ای باشد. آنومالی منفی آشکار Nb در همة نمونه‏‌ها نشان‌دهندة ﺗﺄثیر سیال‌های جداشده از اسلب فرورو در بخش بالای پهنة فرورانش (Kurt et al., 2008) و نیز دخالت پوسته‏‌ای در تکامل ماگماست. همچنین، آنومالی مثبت Pb در همة نمونه‏‌ها نیز دخالت پوسته‏‌ای را نشان می‌دهد (Taylor and Mclennan, 1985; Hofmann, 1997).

غنی‏‌شدگی در عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) و پیدایش شیب منفی در روند همة نمونه‏‌ها چه‌بسا پیامد درجة کم ذوب‌بخشی از یک خاستگاه گوشته‏‌ای، آلایش ماگمایی با مواد پوسته‏‌ای (Almeide et al., 2007)، حضور کانی گارنت در خاستگاه ماگما و یا جدایش کانی هورنبلند هنگام تکامل ماگما بوده باشد (Jahangiri, 2007) (شکل، 7- B). تفاوت‌های محدود در روند نمونه‏‌های بازیک و حد واسط (بازالت، آندزیت، داسیت) نسبت به نمونه‏‌های اسیدی (ریولیت) چه‌بسا از تغییرات بیشتر ماگمای مادر این سنگ‏‌ها (که ماگمایی تکامل‌یافته‌تر در ستون آتشفشانی این محدوده است) و یا دگرسانی بالاتر این سنگ‏‌ها نسبت به سنگ‌های بازیک‏‌تر متأثر باشد. در نمونه‏‌های حد واسط و بازیک میزان Eu/Eu* برابربا 79/0 تا 15/1 است. همچنین، نبود آنومالی منفی نشانة Eu و پیامد جدایش بلورین در شرایط اکسیدی (fO2 بالا) در ماگمای مادر است؛ اما در نمونه‏‌های اسیدی میزان Eu/Eu* برابربا 55/0 تا 92/0 است و گویای جدایش بلورین در شرایط احیایی (fO2 کم) و یا جدایش زودهنگام بلورهای پلاژیوکلاز در ماگمای مادر است (Henderson, 1984; Hezarkhani, 2005).

 

پهنة زمین‌ساختی

Muller و Grove (1992) با به‌کارگیری نمودار Zr دربرابر Y، ماگماتیسم کمان آتشفشانی و ماگماتیسم درون صفحه‏‌ای را از هم جدا کرده‏‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 8- A دیده می‌شود، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده همگی در محدودة کمان آتشفشانی جای گرفته‌اند. نسبت بالای Th/Yb چه‌بسا نشان‌دهندة خاستگاه متاسوماتیک هنگام غنی‏‌شدگی به‌دنبال تأثیر سیال‌های برخاسته از پوستة اقیانوسی فرورو، مرتبط با مشارکت مواد پوسته‏‌ای و یا هر دو فرایند باشد (Gencalioglu Kuscu and Geneli, 2010). برپایة نمودار Th/Yb دربرابر Nb/Yb (Leat et al., 2004) و همچنین، نمودار Th/Y دربرابر Nb/Y (Alici et al., 2002)، روند غنی‏‌شدگی سنگ‏‌های آتشفشانی بازیک و حد واسط و نیز سنگ‏‌های اسیدی بررسی‌شده با روند غنی‏‌شدگی پهنة فرورانش همسو است (شکل‌های 8- B و 8- C).

 

 

 

 

شکل 7- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار الگوی عنصرهای فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (نماد نمونه‌ها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)

 

شکل 8- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار Zr دربرابر Y (Muller and Grove, 1992)؛ B) Nb/Y دربرابر Th/Y (Alici, 2002)؛ C) Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Leat et al., 2004) برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی

 

 

Brown و همکاران (1984) با به‌کاربردن نمودار Nb دربرابر Rb/Zr، میزان بلوغ کمان‏‌های آتشفشانی را به‌دست‌ آورده‏‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 9 دیده می‏‌شود، همة نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة کمان‏‌های مرز قاره‏‌ای نابالغ تا نرمال در قیاس با کمان‏‌های مرز قاره‏‌ای بالغ جای گرفته‌اند.

 

 

شکل 9- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در نمودار Nb دربرابر Rb/Zr (Brown et al., 1984) برای بررسی میزان بلوغ کمان آتشفشانی

 

جایگاه سنگ‏‌های توالی آتشفشانی بررسی‏‌شده در این نمودار گویای میزان کم Nb و Zr (که از عنصرهای HFS به‌شمار می‌روند) و میزان بالای Rb (که از عنصرهای LILE به‌شمار می‌روند) در محل خاستگاه همانند کمان‏‌های با میزان بلوغ کم تا نرمال در قیاس با کمان‏‌های بالغ است.

 

بحث

در نمونه‏‌های حد واسط و بازیک میزان LaN/YbN برابربا 53/2 تا 79/8 است (تنها در نمونه HZ169 با کمی تفاوت برابر با 55/16 است) (جدول 1). تغییرات محدود یادشده نشان‌دهندة جدایش سنگ‏‌های حد واسط و بازیک از ماگمای مادر یکسان است. در نمونه‏‌های اسیدی، نسبت LaN/YbN برابربا 11/10 تا 14/42 است (جدول 1). این دامنة گستردة تغییرات چه‌بسا نشانة پدیدنیامدن آنها از ماگمایی یکسان و متفاوت با ماگمای مادر سنگ‏‌های حد واسط و بازیک، تفاوت در روند تکاملی سنگ‌های بازیک- حد واسط و اسیدی و یا پیامد تأثیر بیشتر فرایند دگرسانی بر سنگ‏‌های اسیدی باشد. در نمودار پیشنهادیِ Defant و Drummond (1990)، برپایة مقدار Y دربرابر نسبت Sr/Y و همچنین، نمودار YbN دربرابر LaN/YbN که پهنه‏‌های کمان ماگمایی نرمال را از پهنه‏‌های آداکیتی جدا کرده‌اند، نمونه‏‌های حد واسط در محدودة کمان ماگمایی نرمال و نمونه‏‌های اسیدی در محدودة آداکیتی جای گرفته‌اند (شکل‌های 10- A و 10- B). در جدول 2 ویژگی‏‌های آداکیت‏‌های سیلیس بالا آورده شده است. همان‌گونه‌که در این جدول دیده می‌شود، سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی محدوده بررسی‌شده ویژگی‏‌های سنگ‏‌های آداکیتی سیلیس بالا را از خود نشان می‏‌دهند.

 

 

 

شکل 10- مقایسه توالی آتشفشانی جنوب بصیران با سنگ‏‌های پدیدآمده در پهنه‏‌های ماگماتیسم آداکیتی در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار YbN دربرابر LaN/YbN (Martin, 1999) (نماد نمونه‌ها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)

 

 

جدول 2- مقایسه میانگین عنصرهای گوناگون در سنگ‏‌های ریولیتی توالی آتشفشانی جنوب بصیران با سنگ‏‌های آداکیتی پرسیلیس و کم‌سیلیس (Martin et al., 2005)

Average of high

SiO2 adakite

Average of low

SiO2 adakite

Average of south

of Basiran rhyolites

SiO2> 60 wt%

SiO2 < 60 wt%

SiO2=80.80 wt%

MgO= 0.5- 4 wt%

MgO= 4- 9 wt%

MgO= 1.19 wt%

CaO+Na2O<11wt%

CaO+Na2O>10wt%

CaO+Na2O=3.98 wt%

TiO2< 0.9 wt%

TiO2> 3 wt%

TiO2= 0.62 wt%

Sr< 1100 ppm

Sr> 1000 ppm

Sr=731 ppm

 

نمودار تغییرات عنصر Rb دربرابر نسبت Ba/Rb (Askren et al., 1997) با الگوی خمیده و شیب منفی نشان‌دهندة نقش فرایند تبلور جدایش بلورین همراه با آلایش پوسته‏‌ای (AFC) (شکل 11- A) است. نمودار Ba/Th دربرابر Th/Nb (Orozco- Esquivel et al., 2007) نیز نشان‌دهندة نقش آلایش ماگما با رسوب‌های بخش بالایی پوستة قاره‏‌ای نسبت‌به سنگ‏‌های بخش پایینی پوستة قاره‏‌ای در پیدایش سنگ‏‌های حد واسط و بازیک است؛ اما نمونه‏‌های اسیدی که پراکندگی بسیاری دارند و در بیرون نمودارهای شکل 11- A جای گرفته‌اند، الگوی خاصی برای جدایش بلورین نشان نمی‏‌دهند (شکل 11- B).

 

 

شکل 11- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار Rb دربرابر Ba/Rb (Askren et al., 1997)؛ B) Ba/Th دربرابر Th/Nb (Orozco- Esquivel et al., 2007) برای شناخت فرایند‏‌های درگیر در تکامل ماگما (نماد نمونه‌ها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)

 

 

شناخت دقیق گوشته‌ای و یا پوسته‌ای‌بودن سنگ خاستگاه نیازمند به‌کارگیری داده‌های ایزوتوپی است که متأسفانه در این نوشتار در دسترس نیستند. همان‌گونه‌که در مقدمه نیز گفته شد، سکانس آتشفشانی جنوب بصیران بخشی از پهنة آتشفشانی- نفوذی خاور ایران است که بسیاری از بررسی‌های پیشین (مانند: بررسی‌های Pang و همکاران (2013)) برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای دربرابر خاستگاه پوسته‏‌ای برای بخش آتشفشانی آن است. در مذاب های گوشته‏‌ای، نسبت Sm/Yb به ترکیب کانی‏‌شناسی ناحیه خاستگاه وابسته است و میزان نسبت La/Sm چه‌بسا نشان‌دهندة درصد ذوب‌بخشی باشد (Aldanmaz et al., 2000). برپایة نکته‌های یادشده، نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) برای شناسایی سنگ خاستگاه و درصد ذوب‌بخشی به‌کار برده شد (شکل 12- A). همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‌شود، همة نمونه‏‌‏‌های بررسی‌شده پیامد ذوب‌بخشی کمتر از 5 درصد از یک خاستگاه غنی‏‌شده با ترکیب لرزولیتی (گارنت و اسپینل‌دار) هستند. وجود کانی گارنت دربرابر اسپینل (که کانی بجامانده در خاستگاه ماگمای سازندة سنگ‏‌های بازیک- حد واسط است) با نسبت‏‌های کم LaN/YbN (17/7 تا 08/13) و CeN/YbN (74/5 تا 69/10) سازگار است (Aldanmaz et al., 2000)؛ اما در نمونه‏‌های اسیدی نسبت LaN/YbN (11/10 تا 14/42) و نسبت CeN/YbN (45/3 تا 33/32) متغیر هستند. پراکندگی نسبی نمونه‏‌های اسیدی در شکل 12- A و نیز دامنه بزرگ‏‌تر تغییرات در نسبت‏‌های یادشده چه‌بسا پیامد خاستگاه گوناگون نمونه‏‌های مختلف اسیدی با نمونه‏‌های بازیک- حد واسط و نیز نمونه‏‌های گوناگون اسیدی نسبت به همدیگر، تغییرات زمین‌شیمیایی بیشتر در ماگمای مادر سنگ‏‌های اسیدی (به‌عنوان ماگمایی تکامل‌یافته‌تر در پی فرایند آلایش پوسته‏‌ای) نسبت به ماگمای مادر سنگ‏‌های بازیک- حد واسط و یا پیامد دگرسانی بالای نمونه‏‌های اسیدی است. درکل، برای زایش ماگمای مادر سنگ‏‌های بازیک- حد واسط، ذوب درجه کم یک گوشته غنی‏‌شده (گارنت لرزولیت) در پی ﺗﺄثیر سیال‌های برخاسته از پوستة اقیانوسی فرورو و توالی سنگی پدیدآمده در پی فرایند تبلوربخشی، به‌همراه آلایش پوسته‏‌ای قابل تصور است؛ اما دربارة زایش ماگمای مادر سنگ‏‌های ریولیتی و با ویژگی‏‌های آداکیتی با توجه به شمار کم و پراکندگی نمونه‏‌ها نمی‏‌توان نظر خاصی داد. شناخت دقیق‌تر سنگ خاستگاه و نیز ژرفای خاستگاه‌گرفتن ماگمای مادر نیازمند بهره‌گیری از داده‏‌های ایزوتوپی است. Ellam و Cox (1991) از Ce دربرابر نسبت Ce/Yb برای بررسی ژرفای رویداد ذوب‌بخشی بهره گرفته‏‌اند؛ زیرا این نسبت هنگام فرایند تبلوربخشی دچار تفاوت چندانی نمی‏‌شود و به درجة ذوب‌بخشی وابسته است. همة نمونه‏‌های برداشت‌شده از محدودة بررسی‌شده (مگر نمونة HZ236) نشان‌دهندة ذوب‌بخشی در ژرفای 100 تا 110 کیلومتری هستند.

برپایة همة آنچه در بخش‏‌های گوناگون این نوشتار گفته شد، روشن است زایش ماگمای مادر سنگ‏‌های آتشفشانی رخنمون‌یافته در محدودة بررسی‌شده (که بخشی از پهنة آتشفشانی- نفوذی در خاور ایران به‌شمار می‌رود) از گوشته‏‌ای غنی‏‌شده (گارنت‌لرزولیت) و در پی ﺗﺄثیر سیال‌ها برخاسته از پوستة اقیانوسی فرو‏‌رو بوده است. تنوع در توالی سنگی نیز پیامد فرایند تبلوربخشی به‌همراه آلایش پوسته‏‌ای است. با وجود حضور بقایای پوستة اقیانوسی در بخش خاوری محدودة بررسی‌شده و با پذیرش فرورانش به‌سوی باختر پوستة اقیانوسی در خاور ایران (به زیر بلوک لوت) (Eftekharnezhad, 1981; Arjmandzadeh et al 2011; Zarinkoub et al, 2012; Pang et al., 2013)، غنی‏‌شدگی گوشته در محل خاستگاه سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در ارتباط با فرورانش پوستة اقیانوسی واقع در خاور ایران به زیر بلوک لوت دانسته می‌شود. از سوی دیگر، با پذیرفتن زمان کرتاسه پسین برای زمان بسته‌شدن اقیانوس در خاور ایران و برخورد بلوک های لوت و افغان (Zarinkoub et al., 2012; Angiboust et al., 2013; Brocker et al., 2013)، پس سنگ های آتشفشانی بررسی‌شده در یک پهنة کششی پس از برخورد پدید آمده‏‌اند. این نکته با الگوی پیشنهادیِ Pang و همکاران (2013) همخوانی دارد؛ اما اگر الگوی فرورانش به‌سوی باختر پوستة اقیانوسی در خاور ایران نادرست باشد (Saccani et al., 2010)، غنی‏‌شدگی گوشته‏‌ای و نیز زایش سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده (که بخشی از پهنة آتشفشانی- نفوذی خاور ایران به‌شمار می‌رود) را باید وابسته به فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر بلوک لوت (که بخشی از ایران مرکزی در مرحله پیش یا پس از برخورد است) دانست. به باور نگارندگان، بررسی جامع و دقیق زمین‌فیزیکی در محدودة بلوک لوت برای پذیرفتن یا نپذیرفتن الگوی فرورانش به‌سوی باختر پوستة اقیانوسی در خاور ایران، در کنار داده‏‌های زمین‌شیمیایی، ایزوتوپی و سن‌سنجی چه‌بسا پاسخگوی ابهام در نکته یادشده باشد.

 

 

 

شکل 12- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) برای شناخت خاستگاه و نیز درصد ذوب‌بخشی (Garnet lherzolite: (Ol60+Opx20+Cpx10+Gn10)؛ Spinel lherzolite: (Ol53+Opx27+Cpx17+Sp11)؛ DM: گوشته تهی‌شده برپایة ترکیب پیشنهادیِ McKenzi و O'Nions (1991)؛ PM: گوشته اولیه یا غنی‏‌شده؛ N- MORB: بازالت پشتة میان‌اقیانوسی نرمال؛ E- MORB: بازالت پشتة میان‌اقیانوسی غنی‏‌شده برپایة ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989)؛ B) نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam and Cox, 1991) برای ارزیابی ژرفای ذوب (نماد نمونه‌ها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)

 

 

نتیجه‌گیری

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی، گدازه‏‌های پالئوژن (بازالت، آندزیت، داسیت و ریولیت) در جنوب بصیران سرشت ماگمایی کالک‏‌آلکالن، کالک‏‌آلکالنِ پتاسیم بالا و نیز شوشونیتی دارند. روند‏‌ عنصرها در نمودارهای هارکر نشانة نبود پیوستگی زمین‌شیمیایی میان سنگ‏‌های گوناگون بازیک و حد واسط (بازالت، آندزیت و داسیت) دربرابر سنگ‏‌های اسیدی (ریولیت) در این محدوده است. غنی‏‌شدگی در عنصرهای LILE دربرابر عنصرهای HFSE، آنومالی آشکار و مثبت U و Th، آنومالی منفی Nb و Zr و همچنین، شیب منفی در روند جایگیری عنصرهای خاکی کمیاب چه‌بسا نشانة پیدایش ماگمای مادر همة نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة بالای پهنة فرورانش باشند. آنومالی مثبت Pb نشان‌دهندة آلایش ماگما با پوستة قاره‏‌ای در همة نمونه‏‌های بررسی‏‌شده است. تفاوت های محدود در روند نمونه‏‌های بازیک و حد واسط (بازالت، آندزیت، داسیت) نسبت به نمونه‏‌های اسیدی (ریولیت) چه‌بسا پیامد تغییرات بیشتر ماگمای مادر سنگ‏‌های اسیدی (که ماگمایی تکامل‌یافته‏‌تر دربرابر ماگمای مادر سنگ‌های بازیک- حد واسط است) و یا دگرسانی بالاتر این سنگ‏‌ها نسبت به سنگ‌های بازیک‏‌تر باشد. سنگ‏‌های حد واسط ویژگی‏‌های پهنه‏‌های کمانی نرمال و نمونه‏‌های ریولیتی با وجود دگرسانی بالا، ویژگی‏‌های پهنه‏‌های آداکیتی با سیلیس بالا را به نمایش می‏‌گذارند. در این محدوده، برای سنگ‏‌های بازیک- حد واسط درجه کم ذوب‌بخشی از خاستگاه غنی‏‌شده لرزولیتی (گارنت‌لرزولیت) در ژرفای 100 تا 110 کیلومتری در یک پهنة زمین‌ساختی با ویژگی‏‌های کمانی نابالغ تا نرمال منطقی به‌نظر می‏‌رسد. دربارة خاستگاه سنگ‏‌های اسیدی نمی‏‌توان نظر داد؛ زیرا شمار نمونه‏‌های تجزیه‌شده کم و دگرسانی آنها بسیار است و نیز نمونه‏‌ها در نمودار‏‌های گوناگون پراکندگی دارند.

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. Volcanology and Geothermal Research 102: 67- 95.

Alici, P., Temel, A. and Gourgaud, A. (2002) Pb- Nd- Sr isotope and trace element geochemistry of Quaternary extension- related alkaline volcanism: A case study of Kula region (western Anatolia, Turkey). Volcanology and Geothermal Research 115: 487- 510.

Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I- type high- K calc- alkaline and S- type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97- 1.96 Ga) in Central portion of Guyana Shield. Precambrian Research 155(2): 69- 97.

Angiboust, S., Agard, P., De Hoog, J. C. M., Omrani, J. and Plunder, A. (2013) Insights on deep, accretionary subduction processes from the Sistan ophiolitic “mélange” (Eastern Iran). Lithos 156- 159: 139- 158.

Arjmandzadeh, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F., Medina, J. M. and Homam, S. M. (2011) Two- sided asymmetric subduction; implications for tectonomagmatic and metallogenic evolution of the Lut block, eastern Iran. Economic Geology 1(3): 1- 14.

Askren, D. R., Roden, M. F. and Whitney, J. A. (1997) Petrogenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large- volume felsic ash- flow tuffs of the Western USA. Petrology 38: 1021- 1046.

Babazadeh, S. A. and De Wever, P. (2004) Radiolarian Cretaceous age of Soulabest radiolarites in ophiolite suite of eastern Iran. Bulletin de la Société Géologique de France 175(2): 121- 129.

Berberian, M. and King, G. C. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210- 265.

Best, M.G. and Christiansen, E. H. (2001) Igneous petrology, Blackwell science, Malden, US.

Boyton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63–114. Elsevier, New York, US.

Brocker, M., Fotoohi Rad, G. R., Burgess, R., Theunissen, S., Paderin, I., Rodionov, N. and Salimi, Z. (3013) New age constraints for the geodynamic evolution of the Sistan Suture Zone, eastern Iran. Lithos 170- 171: 17- 34.

Brown, G. C., Thorpe, R. S. and Webb, P. C. (1984) The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Geological Society London 141(3): 413- 426.

Camp, V. E., Griffis, R. J. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos 15: 221–239.

Darvishzade, A. (2006) Geology of Iran, Stratigraphy, Tectonic, Metamorphism and Magmatism. Amirkabir Publication, Tehran, Iran (in Persian).

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662- 665.

Eftekharnezhad, J. (1981) Tectonic division of Iran with respect to sedimentary basins. Iranian Petroleum Society 82: 19- 28 (in Persian).

Ellam, R. M. and Cox, K. G. (1991) An interpretation of Karoo picrate basalts in terms of interaction between asthenospheric magmas and the mantle lithosphere. Earth and Planetary Science Letters 105: 330- 342.

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

Gao, J. F. and Zhou, M. F. (2013) Magma mixing in the genesis of the Kalatongke dioritic intrusion: Implications for the tectonic switch from subduction to post- collision, Chinese Altay, NW China. Lithos 162–163: 236- 250.

Gencalioglu Kuscu, G. and Geneli, F. (2010) Review of post- collisional volcanism in the Central Anatolian volcanic province (Turkey), with special reference to the Tepekoy volcanic complex, international. Earth Sciences 99: 593- 621.

Gill, J. B., (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer, New York, US.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London, UK.

He, Y., Zhao, G., Sun, M. and Han, Y. (2010) Petrogenesis and tectonic setting of volcanic rocks in the Xiaoshan and Waifangshan areas along the southern margin of the north China craton: constraints from bulk- rock geochemistry and Sr- Nd isotopic composition. Lithos 114: 186- 199.

Henderson, P. (1984) Rare earth element geochemistry. Elsevier, Oxford, New York, US.

Hezarkhani, A. (2005) Petrology of the intrusive rocks within the Sungun Porphyry Copper Deposit, Azerbaijan, Iran. Asian Earth Sciences 25: 1–15.

Hofmann, A. M. (1997) Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature 385: 219- 229.

Jahangiri, A. (2007) Post- collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: Geochemical and geodynamic implications. Asian Earth Sciences 30: 433–447.

Kawabata, H. and Shuto, K. (2005) Magma mixing recorded, in intermediate rocks associated with high- Mg andesites from the Setouchi volcanic belt, Japan: implications for Achenn TTG formation. Journal of volcanology and Geothermal Research 140: 241- 271.

Kurt, H., Asan, K. and Ruffet, G. (2008) The relationship between collision- related calcalkaline and within- plate alkaline volcanism in the Karacadağ area (Konya- Turkey, Central Anatolia). Chemie der Erde 68(2): 155- 176.

Leat, P. T., Pearce, J. A., Barker, P. F., Millar, I. L., Barry, T. L. and Larter, R. D. (2004) Magma genesis and mantle flow at a subducting slab edge: the south Sandwich arc- basin system. Earth and Planetary Science Letters 227(1- 2): 17- 35.

Malekzadeh, A. (2009) Geology, mineralization, alteration, geochemistry, microthermometry, radiogenic isotopes, petrogenesis of intrusive rocks and determination of source of mineralization in Maherabad and Khopik prospect areas, South Khorasan province. Unpublished Ph.D thesis, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran.

Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46: 411- 429.

Martin, H., Smithiesb, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79: 1–24.

Morata, D. and Aguirre, L. (2003) Extensional lower Cretaceous volcanism in the Coastal Range (29°20´- 30°S), Chile: geochemistry and petrogenesis. South American Earth Sciences 16: 459- 476.

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Direct and indirect associations between potassic igneous rocks, Shoshonites and gold- copper deposits. Ore Geological Review 8: 383- 406.

Orozco- Esquivel, T., Pwtrone, C. M., Ferrari, L., Tagami, T. and Manetti, P. (2007) Eochemical variability in lavas from the eastern Trans- Mexican volcanic belt: slab detachment in a subduction zone with varying dip. Littos 93: 149- 174.

Pang, K. N., Chung, S., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H., Chu, C., Lee, H. and Lo, C. (2013) Eocene- Oligocene post- collisional magmatism in the Lut- Sistan region, eastern Iran: magma genesis and tectonic implications. Lithos (180- 181): 234- 251.

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, Nantwich, UK.

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.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Science and Technical, London, UK.

Saccani, E., Delavari, M., Beccaluva, L. and Amini, S. A. (2010) Petrological and geochemical constraints on the origin of the Nehbandan ophiolitic complex (eastern Iran): implication for the evolution of the Sistan ocean. Lithos 117: 209- 228.

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.

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

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) the continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford, New York, US.

Tirrul, R., Bell, I. R., Griffis, R. J., Camp, V. E., (1983) The Sistan Suture Zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 94: 134–150.

Walker, J. A., Patino, L. C., Carr, M. J. and Feigenson, M. D. (2001) Slab control over HFSE depletions in Central Nicaragua. Earth and Planetary Science Letters 192: 533- 543.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: A global tectonic approach. Harper Collins Academic, New York, US.

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

Zarasvandi, A., Pourkaseb, H., Saki, A. and Karevani, M. (2013) Investigation of petrology and geochemistry of volcanic rocks in the Kasian area, northeast of Khorramabad. Iranian Journal of Petrology 4(14): 39- 50 (in Persian).

Zarinkoub, M. H., Pang, K. N., Chung, S. L., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y. and Lee, H. Y. (2012) Zircon U–Pb age and geochemical constraints on the origin of the Birjand ophiolite, Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos 154: 392- 405.