سنگ‌نگاری، ژئوشیمی و جایگاه تکتونوماگمایی سنگ‌های آتشفشانی ترشیری منطقه‌ی ابراهیم آباد (جنوب باختر گزیک)، خراسان جنوبی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 کارشناس ارشد، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران

2 استاد، گروه زمین شناسی-دانشکده علوم-دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران

3 استادیار، گروه مهندسی معدن، دانشکده عمران، معدن و شیمی، دانشگاه صنعتی بیرجند، بیرجند، ایران

چکیده

در منطقه ابراهیم‌آباد در جنوب باختری گزیک و در استان خراسان جنوبی، برونزدهایی از سنگ‌های آتشفشانی وجود دارد که از نظر ساختاری در بخش شمالی زمیندرز سیستان قرار گرفته‌اند. گدازه‌های مورد بررسی شامل آندزیت بازالتی، آندزیت و داسیت به سن ائوسن تا میوسن همراه سنگ‌های آذرآواری شامل توف هستند. کانی‌های اصلی آندزیت‌ بازالتی شامل پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین، در آندزیت شامل پلاژیوکلاز، هورنبلند و پیروکسن و در داسیت‌ها متشکل از پلاژیوکلاز، کوارتز و هورنبلند هستند. بافت‌های رایج در سنگ‌های آتشفشانی حدواسط شامل پورفیری با زمینه میکرولیتی، مگاپورفیری، گلومروپورفیری و پوئی‌کلیتیک و در داسیت‌ها، پورفیری با زمینة ریز‌دانه می‌باشد. این سنگ‌ها شواهد عدم تعادل نظیر منطقه‌بندی در پلاژیوکلازها، بافت غربالی و خوردگی خلیجی در کانی‌ها را نشان می‌دهند. بررسی‌های ژئوشیمیایی حاکی از این است که گدازه-های منطقه ابراهیم آباد در قلمرو کالک‌آلکالن رده‌بندی می‌شوند. این سنگ‌ها غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE را نشان می-دهند. بالا بودن مقدار LREE و عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE) نسبت به HFSE و وجود آنومالی منفی در عناصری مانند Nb و Ti در گدازه‌ها، حاکی از محیط زمین‌ساختی فرورانشی و حاشیه فعال قاره‌ای می‌باشد. ماگمای سازنده این گدازه‌ها، احتمالأ از ذوب بخشی گوشته با ترکیب اسپینل-گارنت لرزولیت که تحت تأثیر سیالات مشتق‌شده از پوسته‌ی اقیانوسی فرورونده دچار غنی‌شدگی گردیده، منشأ گرفته است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography, Geochemistry and tectonomagmatic setting of Tertiary volcanic rocks in Ebrahim abad area(southwest of Gazik), Southern Khorasan

نویسندگان [English]

  • Neda Amirteymoori 1
  • Seyyed Saeid Mohammadi 2
  • Malihe Nakhaei 3
1 M.Sc.Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand, Birjand, Iran
2 Professor, Department of Geology-Faculty of Sciences-University of Birjand, Birjand, Iran
3 Assistant professor, Department of mining engineering, Faculty of civil , mining and chemistry, Birjand university of technology, Birjand, Iran
چکیده [English]

Volcanic rocks are observed in Ebrahim abad area, southwest of Gazik and in southern Khorasan province that located in northern part of the Sistan suture zone. The studied lavas consist of basaltic andesite, andesite and dacite with Eocene to Miocene age accompain pyroclastic rocks such as tuff. Main minerals in basaltic andesite include of plagioclase, pyroxene and olivine, in andesite consists of plagioclase, hornblende and pyroxene and in dacites composed of plagioclas, quartz and hornblende. Intermediate volcanic rocks have porphyritic with microlitic groundmass, megaporphyritic, glomeroporphyritic and poikilitic textures and common texture in dacite is porphyritic with microgranular groundmass. These rocks show disequilibrium evidences such as zoning in plagioclases, sieve texture and embayment in some minerals. Geochemical studies indicate that the lavas of Ebrahim abad area belong to calc alkaline series. These rocks have enrichment in LREE relative to HREE. The high value of LREE and large ion lithophile elements (LILE) relative to HFSE and negative anomaly in Nb and Ti, represent a subduction tectonic environment and active continental margin. The original magma of these lavas probably derived from partial melting of spinel- garnet lherzolite mantle that enriched by subducted slab fluids.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Basaltic andesite
  • Enriched mantle
  • Spinel-garnet lherzolite
  • Ebrahim abad
  • Sistan suture zone

 

 

مقدمه

منطقة ابراهیم‌آباد در جنوب‌باختری گزیک میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری ˝28 ´01 °60 تا ˝08 ´06 °60 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ˝27 ´38 °32 تا ˝59 ´42 °32 در استان خراسان جنوبی جای دارد. از دیدگاه پهنه‏‌بندی واحدهای ساختمانی ایران، این منطقه در بخش شمالی زمین‌درز سیستان جای دارد (Pang et al., 2012; Saccani et al., 2010; Tirrul et al., 1983; Camp and Griffis, 1982).

پهنة سیستان، پهنه‌ای جوش‏‌خورده میان بلوک لوت و هلمند (افغان) است که در دورة کوتاه پیدایش خود رویدادهای گوناگونی را پشت سر گذاشته است (Tirrul et al., 1983; Camp and Griffis, 1982). برپایة پژوهش Babazadeh (2013)، پهنة جوش‌خورده سیستان از سرشاخه‏‌‏‌های نئوتتیس است که در زمان‏‌های کرتاسه پیشین تا پالئوژن پدید آمده و از دو بخش جداگانة زمین‌ساختی- رسوبی (گزیک و سهل‌آباد) ساخته شده است. واحدهای سنگی گوناگون زمین‌درز سیستان به حوضة رسوبی سفیدابه و یک ناحیه به‌هم‌ریخته که دربرگیرندة دو کمپلکسِ نه (Neh) و رتوک (Ratuk) است، رده‌بندی می‌شوند. سنگ‏‌های قدیمی‌تر از کرتاسه پسین در این پهنه دیده نمی‏‌شوند. در پهنة سیستان، سنگ‏‌های آذرین بیرونی و درونی کمابیش گسترش بالایی دارند. کهن‏‌ترین سنگ‏‌های آذرین شناخته‌شده در این پهنه، گروه چشمه‌استاد نامیده شده است (Tirrul et al.,1983).

به باور Camp و Griffis (1982)، سن ماگماتیسم در پهنة جوش‌خوردة‏‌ سیستان تا کرتاسه پسین نیز می‏‌رسد؛ اما بیشترین فعالیت آذرین این پهنه از پالئوژن تا نئوژن روی داده است. پیامد ماگماتیسم ائوسن- الیگوسن خاور ایران سنگ‏‌های آتشفشانی (گدازه‏‌ها و آذرآواری) و نیمه‌ژرف فراوان است که برپایة رخنمون سطحی این سنگ‏‌ها، ناحیه‏‌ای نزدیک به 120000 کیلومترمربع را پوشش می‏‌دهند (Pang et al., 2013).

برای بررسی ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناسی گدازه‏‌های خاور ایران، برونزدهای این سنگ‏‌ها در برخی بخش‌های خاور ایران، به‌ویژه در پهنة زمین‌درز سیستان بررسی شده‌اند (Pang et al., 2012; Vahedi Tabas et al., 2017; Malekian Dastjerdi et al., 2016; Mohammadi et al., 2017; Delavari et al., 2017). در منطقة ابراهیم‌آباد در جنوب‌باختری گزیک، گدازه‏‌های ترشیری با ترکیب‌های سنگی مختلف رخنمون داشته و تا کنون از دیدگاه سنگ‌شناسی بررسی نشده‌اند.

در این پژوهش تلاش شده است با بهره‏‌گیری از داده‏‌های زمین‌شیمیایی، خاستگاه و محیط زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ابراهیم‌آباد شناخته شود که این کار به تکمیل داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‏‌های پیشین و همچنین، شناخت سرشت و محیط زمین‏‌ساختی ماگماتیسم خاور ایران کمک خواهد کرد.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقة ابراهیم‌آباد در جنوب‌باختری نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 گزیک (Guillou et al., 1981) جای دارد. واحدهای آتشفشانی منطقة بررسی‌شده شامل واحدهای گدازه‏‌ای و آذرآواری به سن ائوسن تا میوسن است (Guillou et al., 1981). سنگ‏‌های گدازه‏‌ای دربردارندة آندزیت‏‌بازالتی، آندزیت و داسیت و نهشته‏‌های آذرآواری شامل توف هستند (شکل 1). در بخش‏‌هایی از مرکز و شمال منطقة بررسی‌شده، واحد آذرآواری EOt، کریستال‌توف است و به‌صورت تپه‌ماهوری دیده می‏‌شود. واحدهای آتشفشانی روی توف‏‌ها جای گرفته‏‌اند (شکل‌های 2- A و 2- B) که نشان‏‌دهندة‏‌ سرشت انفجاری فرایندهای آتشفشانی در مرحله‌های نخستین هستند.

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی منطقة ابراهیم‌آباد برپایة نقشة 100000/1 گزیک (Guillou et al., 1981) با اصلاح و رسم دوباره

 

شکل 2- A) آندزیت با رخنمون گنبدی و ساخت منشوری روی توف (دید رو به شمال‌خاوری)؛ B) رخنمونی از تودة داسیتی روی واحد آذرآواری در منطقة ابراهیم‏‌آباد (دید رو به باختر)

 

 

کهن‏‌ترین واحد آتشفشانی در منطقة ابراهیم‏‌آباد، آندزیت‏‌بازالتی (EOab) است که به‌صورت توده‏‌های منفرد و گاهی به هم پیوسته در شمال باختری منطقه رخنمون دارند (شکل 1). بیشتر این سنگ‏‌ها در نمونة دستی به رنگ تیره دیده می‏‌شوند و در پی تأثیر عوامل ساختاری (مانند: درزه‏‌ها و شکستگی‏‌ها)، استحکام نخستین خود را از دست داده‌اند و در پی هوازدگی‏‌ و دگرسانی‏‌ها، به رنگ سرخ و قهوه‏‌ای نیز دیده می‏‌شوند. از پدیده‏‌های رایج در این واحد سنگی، خردشدگی و بلوکه‌شدن است که در پی گسترش سیستم درزه و شکستگی‏‌های منظم پدید آمده است. در کل، منطقة بررسی‌شده تحت‌تأثیر بخش‏‌های شمالی گسل نِه خاوری با روند کلی شمالی- جنوبی و سازوکار راستگرد با مؤلفه معکوس (Walker and Jakson, 2004) بوده است. افزون‌براین، این منطقه تحت‌تأثیر پهنه‌های گسلی کوچک‌تری با نام ابراهیم‌آباد، همت‌آباد، زولسک، دسته‌قیچ و شامه بوده است که راستای آنها از N20W تا N50W و مؤلفه راستالغز در این پهنه‏‌ها نیز از نوع راستگرد با مؤلفه معکوس است. همان‌گونه‌که گفته شد، رفتار یکی از این پهنه‌های گسلی در منطقة ابراهیم‌آباد، خردشدگی واحدهای گدازه‏‌ای به‌ویژه آندزیت بازالتی را در پی داشته است. بافت حفره‏‌ای و حفره‏‌ای- بادامکی از بافت‏‌های دیده‌شده در آندزیت‏‌بازالتی به‌شمار می‌روند. واحد گدازه‏‌ای OMa شامل آندزیت‏‌‏‌ است که به‌صورت توده‏‌های خردشده در بخش خاوری محدوده رخنمون دارند (شکل 1). بلورهای تیرة آمفیبول سوزنی در نمونة دستی این سنگ دیده می‌شوند که اندازه بلورهای آن گاه تا 3 میلیمتر می‏‌رسد. بافت پورفیری و درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در سطح نمونه‏‌ها به‌خوبی شناسایی می‌شوند. این واحد سنگی به رنگ‏‌های سرخ و خاکستری روشن تا تیره و به‌صورت گنبدی با ساخت منشوری (شکل 2- A) رخنمون دارد. این ساخت چه‌بسا پیامد نیروهای زمین‌ساختی روی‌داده پس از انجماد توده نیز باشد (Blatt et al., 2006). واحد OMd شامل داسیت‏‌ با گنبدهای مرتفع و گاه منفرد، در بخش جنوبی منطقه با گستردگی کمابیش بسیاری جای گرفته ‏‌است (شکل 1). رنگ این واحد، در نمونة دستی روشن است (شکل 2- B). فرایند پوسته‌پوسته‌شدن و فرسایش پوستِ پیازی در داسیت‏‌ها دیده می‌شود. در بخش‏‌های خاوری محدوده بررسی شده، رخنمون‏‌هایی از کنگلومرا دیده می‏‌شود. این کنگلومرا بیشتر از پاره‌های سنگ‏‌های آتشفشانی ساخته شده و نسبت به واحدهای آتشفشانی جوان‌تر است. سنگ‏‌های آذرآواری و آتشفشانی منطقة بررسی‌شده، تحت‌تأثیر فرایندهای دگرسانی دستخوش تغییرات فیزیکی و شیمیایی شده و پهنه‏‌های دگرسانی را پدید آورده‏‌اند که دگرسانی‏‌های شاخص دیده‌شده در منطقه شامل پروپیلیتی، سریسیتی، آرژیلیتی وکربناتی از آن جمله‌اند.

 

روش انجام پژوهش

پس از گرد‏‌آوری اطلاعات موجود از منطقة بررسی‌شده، برداشت‏‌های صحرایی و نمونه‏‌برداری از واحدهای سنگی انجام گرفت. از شمار 82 نمونة سنگی برداشت‌شده، 61 مقطع نازک ساخته و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی‌ دقیق سنگ‏‌نگاری شدند. سپس 13 نمونه از سنگ‏‌های با کمترین دگرسانی برگزیده و تجزیة عنصرهای اصلی به روش ICP-OES و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به روش ICP-MS (با ذوب به کمک لیتیم‌متابورات/تترابورات و هضم در اسیدنیتریک رقیق‌) در آزمایشگاه Acme کانادا انجام شد (جدول 1). داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیه، برای بررسی‏‌های زمین‌شیمیایی و شناخت جایگاه زمین‌ساختی واحدهای بررسی‌شده، با نرم‌افزار GCDkit تعبیر و تفسیر شدند. در رسم نمودارها و نقشة زمین‏‌شناسی از نرم‌افزارهای CorelDraw و ArcGIS بهره گرفته شد.

 

سنگ‏‌نگاری

واحدهای گدازه‏‌ای منطقة ابراهیم‌آباد شامل آندزیت ‏‌بازالتی، آندزیت و داسیت هستند که در زیر، ویژگی‏‌های سنگ‏‌نگاری آنها بررسی شده‌اند:

آندزیت‏‌ بازالتی: بافت این سنگ‏‌ها عموماً پورفیری با زمینه میکرولیتی، مگاپورفیری و پویی‏‌کیلیتیک است. گاهی نیز تجمع بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن، بافت گلومروپورفیری را پدید آورده است. زمینة این سنگ‏‌ را معمولاً میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و پیروکسن‏‌های ریز دربر گرفته‌اند. پلاژیوکلاز به میزان 50 تا 60 درصد حجم سنگ را دربر گرفته است. درشت‌بلورهای شکل‌‏‌دار تا نیمه‌شکل‌‏‌دار این کانی بر پایه زاویة خاموشی، ترکیب لابرادوریت تا آندزین دارند و در اندازه‏‌های 1 تا 3 میلیمتر دیده می‏‌شوند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز حاشیة واجذبی (شکل 3- A)، منطقه‏‌بندی (شکل 3- B) و بافت غربالی نشان می‏‌دهند. چه‌بسا تغییرات دما، فشار و ترکیب شیمیایی، تعادل تودة ماگمایی را برهم زده باشد. در پی نبود تعادل، کم‌کم در بخش‏‌هایی از بلور ذوب‌شدن آغاز می‌شود. چنانچه ماگما بیرون بریزد و فرصت کافی برای سرد‌شدن نداشته باشد، بخش‏‌های ذوب شده، با شیشه پر می‌شوند و به‌صورت بافت غربالی دیده می‏‌شوند (Kawabata and Shuto, 2005; Perugini and Poli, 2012).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از گدازه‏‌های منطقة ابراهیم‏‌آباد: A) حاشیة واجذبی و مضرس در پلاژیوکلازهای درون آندزیت‏‌بازالتی؛ B) منطقه‏‌بندی در پلاژیوکلازهای درون آندزیت‏‌بازالتی؛ C) بافت گلومروپورفیری و کلینوپیروکسن با ماکل نواری در آندزیت‏‌بازالتی؛ D) حاشیة ایدنگزیتی‏‌شده الیوین در آندزیت‏‌بازالتی؛ E) حضور بیگانه‏‌بلور کوارتز و کلینوپیروکسن‏‌ در پیرامون آن در آندزیت‏‌بازالتی؛ F) پلاژیوکلاز با حاشیة خلیجی در آندزیت؛ G) هورنبلند اپاسیتی‏‌شده در آندزیت؛ H) بیوتیت کلریتی‏‌شده در آندزیت؛ I) کوارتز با حاشیة خلیجی در داسیت‏‌های منطقه (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

 


کلینوپیروکسن از نوع اوژیت- دیوپسید نزدیک به 30 تا 40 درصدحجمی سنگ را در برگرفته است و گاهی ماکل نواری دارند (شکل 3- C). الیوین به میزان نزدیک به 2 تا 3 درصدحجمی است و گاه ایدنگزیتی شده است (شکل 3- D). بیگانه‏‌بلورهای کوارتز در برخی نمونه‏‌ها از پدیده‏‌های مهم در نمونه‏‌های آندزیت ‏‌بازالتی ابراهیم‏‌آباد برشمرده می‌شوند (شکل 3- E). در کنارة این بیگانه‌بلورها، حاشیة ریزدانه‌ای از جنس کلینوپیروکسن پدید آمده ‏‌است. حضور بیگانه‏‌بلورهای کوارتز با حاشیة واکنشی، از نشانه‌های سنگ‏‌نگاری رخداد آلایش ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها با پوستة قاره‏‌ای در هنگام بالاآمدن به‌سوی سطح زمین است (Meade et al., 2009; Shitaoka et al., 2013). برپایة بررسی‌هایِ Rutherford و Devin (2003)، هرچه سرعت بالاآمدن ماگما به سطح زمین آهسته‏‌تر باشد، حاشیة واکنشی گسترش بیشتری یافته و ضخیم‏‌تر است. در نمونه‏‌های آندزیت بازالتی ابراهیم‏‌آباد، ضخامت متغیر حاشیة واکنشی و دانه‏‌بندی متفاوت بلورها، نشان‏‌دهندة اینست که سرعت بالاآمدن ماگما دچار تغییرات بوده ‏‌است. برپایة پژوهش Sato (1975)، حاشیة ضخیم کلینوپیروکسن در اطراف کوارتز نشانة آلایش ماگمایی است. هالة اطراف این بیگانه‌بلورها، از درون به بیرون دو منطقه دارد:

منطقة I: شیشه‏‌ای است و بیشتر با پلی‏‌مورف سیلیس (تریدیمیت) مرتبط است. این منطقه ضخامت متفاوت دارد و گاه هرگز دیده نمی‏‌شود؛

منطقة II: از بلورهای پیروکسن، کانی کدر و شیشه ساخته شده است.

 

آندزیت: بافت‏‌های رایج در این سنگ، پورفیری با زمینه میکرولیتی و گلومروپورفیری است. پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانیِ آندزیت‏‌هاست و گاه 70- 65 درصد حجم سنگ را دربر گرفته است. این کانی، در اندازه‏‌های 1 تا 3 میلیمتر دیده می‏‌شود. درشت‌بلورهای شکل‌‏‌دار پلاژیوکلاز برپایة زاویة خاموشی در محدودة الیگوکلاز تا آندزین جای می‏‌گیرند. این کانی حاشیة خلیجی (شکل 3- F) و منطقه‏‌بندی دارد. لبه‌های خلیجی در پلاژیوکلازها چه‌بسا در پی تزریق ماگمای مافیک (Murphy et al., 2000)، همرفتی در آشیانة ماگمایی (Rutherford and devin, 2003) و یا کاهش فشار حاکم بر ماگما در هنگام بالاآمدن ماگما (Blundy and Holland, 1990) پدید آمده باشند. دگرسانی‏‌ پلاژیوکلاز به کلسیت و سریسیت رایج است. آمفیبول نوع هورنبلند فراوان‏‌ترین کانی فرومنیزین این سنگ‏‌ است که نزدیک به 15 تا 20 درصد حجم سنگ‏‌ را در بر می‏‌گیرد. درشت‌بلورهای هورنبلند، نشانة ماگماتیسم آبدار و پهنه‌های کمان ماگمایی هستند (Poma et al., 2004). فرایند اپاسیته‏‌شدن روی این بلورها تأثیر بسیاری گذاشته و در بیشتر مقاطع، کم و بیش یا بطور کامل سوخته هستند (شکل 3- G). فنوکریست‏‌های هورنبلند با حاشیة سوخته، نشان‏‌دهندة‏‌ واکنش اکسیداسیون هستند که به نبود تعادل این کانی در محیط‏‌های آبدار و پر دما بستگی دارد (Roozbahani and Arvin, 2010). کلینوپیروکسن نوع اوژیت- دیوپسید نزدیک به 10 تا 15 درصد و بیوتیت کمتر از 3 درصد حجم سنگ را فرا گرفته است که با کلریت جایگزین شده‏‌اند (شکل 3- H).

 

داسیت: نمونة صحرایی این واحد سنگی، در ظاهر با آندزیت تفاوتی ندارد؛‌ اما داسیت‏‌ها فنوکریست‏‌هایی از کوارتز اولیه دارند. بافت رایج در داسیت، پورفیری با زمینه ریزدانه است. زمینة این واحد سنگی 60 تا 65 درصد و دربردارندة ریزبلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز و گاهی شیشه است. فنوکریست پلاژیوکلاز به میزان20 تا 25 درصد حجم سنگ را دربرگرفته و اندازه آنها از 2/0 تا 3 میلیمتر متغیر است. این کانی از نوع آلبیت تا الیگوکلاز است و لبه‏‌های گردشده و گاه شکسته و غبارآلود دارد. از دیدگاه Raymond (2002)، لبه‌های گردشده پلاژیوکلازها چه‌بسا پیامد نبود تعادل شیمیایی، بالاآمدن سریع ماگما، کاهش ناگهانی فشار و نقش آلایش پوسته‏‌ای باشد. درشت‌بلورهای کوارتز با اندازة 5/0 تا 2 میلیمتر، گردشده و با لبه‌های خلیجی (شکل 2- I) نزدیک به 10 درصدحجمی سنگ را در بر گرفته‌اند. هورنبلند به‌صورت نیمه‌شکل‌‌دار و به مقدار کم وجود دارد. بیشتر هورنبلندها لبه‌های سوخته دارند. بیوتیت از دیگر کانی‏‌های مافیک است که به مقدار کم یافت می‏‌شود.

 

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی گدازه‏‌های منطقة ابراهیم‌آباد (جدول 1) نشان می‏‌دهند مقدار SiO2 در این سنگ‏‌ها از 06/55 تا 66/68 درصدوزنی متغیر بوده و نشان‏‌دهندة‏‌ ویژگی حد واسط تا اسیدی برای این سنگ‏‌هاست.

 

جدول 1- داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و کمیاب (برپایة ppm) برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ابراهیم‌آباد

14

5

26

30

28

27

Sample No.

Dacite

Dacite

Andesite

Basaltic Andesite

Basaltic Andesite

Basaltic Andesite

Rock type

E˝57 ´02 °60

E˝01 ´05 °60

E˝16 ´2 °60

E˝45 ´03 °60

E˝29 ´02 °60

E˝15 ´02 °60

X

Sample Location:

N˝13 ´41 °32

N˝44 ´41 °32

N˝03 ´41 °32

N˝26 ´40 °32

N˝06 ´42 °32

N˝18 ´42 °32

Y

 

67.04

66.6

62.08

55.82

55.54

55.06

SiO2

0.51

0.49

0.67

1.15

1.26

1.23

TiO2

16.14

16.13

16.4

16.92

16.94

16.43

Al2O3

3.81

3.54

4.49

7.74

5.52

6.65

Fe2O3T

0.03

0.01

0.09

0.12

0.14

0.12

MnO

0.44

0.47

2.25

4.24

2.97

4.27

MgO

4.36

4.24

6.06

7.35

8.27

7.50

CaO

4.09

4.08

4.39

4.13

4.19

4.13

Na2O

2.03

1.95

1.14

1.05

1.54

1.47

K2O

0.17

0.19

0.25

0.24

0.33

0.32

P2O5

1.2

2.2

2.0

1.0

3.0

2.6

LOI

99.91

99.9

99.85

99.81

99.78

99.79

Total

7

7

9

21

16

15

Sc

43

52

71

121

121

109

V

6.0

5.3

13.8

26.8

26.8

26.9

Co

28

22

37

39

64

77

Ni

13.8

13.3

13.3

13.8

13.8

13.8

Ga

67.6

64.8

33.2

32

32

28.8

Rb

285.4

267.2

259.3

714.8

714.8

557.2

Sr

5.2

5.4

4.2

4.3

4.3

4.4

Hf

10.0

9.4

9.8

16.4

16.4

15.6

Nb

2.1

4.5

2.9

4.4

4.4

2.5

Cs

253

230

224

164

221

213

Ba

0.8

0.8

0.9

1.2

1.2

1.1

Ta

9.6

8.5

6.4

4.8

4.8

4.6

Th

2.0

1.7

1.5

1.0

1.0

1.2

U

215.6

224.8

177.5

206.4

206.4

195.1

Zr

18.8

17.4

13.7

22.6

22.6

20.8

Y

27.9

27.1

22.5

22.7

22.7

21.5

La

50.8

49.5

42.1

43.2

43.2

41.3

Ce

5.44

5.28

4.39

4.97

4.97

4.59

Pr

19.7

18.9

15.8

18.7

18.7

18.9

Nd

3.82

3.55

3.13

3.90

3.90

3.91

Sm

0.97

0.94

0.90

1.31

1.31

1.27

Eu

3.56

3.53

2.93

4.17

4.17

3.99

Gd

0.57

0.53

0.45

0.69

0.69

0.65

Tb

3.35

2.98

2.75

4.14

4.14

3.36

Dy

0.69

0.70

0.58

0.80

0.80

0.76

Ho

2.05

2.02

1.56

2.48

2.48

2.3

Er

0.31

0.29

0.23

0.36

0.36

0.32

Tm

1.95

1.88

1.57

2.28

2.28

2.17

Yb

0.32

0.29

0.23

0.34

0.34

0.33

Lu

0.81

0.81

0.91

0.99

0.99

0.98

Eu/Eu*

9.56

9.72

9.66

6.71

6.71

6.68

LaN/YbN

 


جدول 1- ادامه

016- 12

EN- 27

EN- 24

EN- 17

34

4

3

Sample No.

Dacite

Dacite

Dacite

Dacite

Dacite

Dacite

Dacite

Rock type

E˝34 ´02 °60

E˝08 ´04 °60

E˝10 ´04 °60

E˝44 ´04 °60

E˝52 ´03 °60

E˝53 ´04 °60

E˝32 ´05 °60

X

Sample Location:

N˝18 ´40 °32

N˝30 ´40 °32

N˝39 ´38 °32

N˝04 ´39 °32

N˝26 ´42 °32

N˝57 ´40 °32

N˝10 ´39 °32

Y

 

66.46

68.66

67.43

66.97

64.47

66.78

65.18

SiO2

0.83

0.32

0.51

0.47

0.44

0.47

0.57

TiO2

17.19

16.10

16.60

15.84

16.82

15.80

16.40

Al2O3

3.08

2.11

2.52

2.87

3.41

3.15

3.87

Fe2O3T

0.02

0.02

0.01

0.05

0.05

0.02

0.04

MnO

0.45

0.49

0.31

0.43

1.03

0.75

0.68

MgO

4.14

3.64

4.42

4.33

4.24

3.94

4.67

CaO

4.37

3.92

4.12

3.97

4.01

4.00

4.04

Na2O

1.90

1.30

2.00

1.47

2.01

2.04

1.80

K2O

0.21

0.11

0.20

0.19

0.20

0.18

0.20

P2O5

1.6

3.2

1.8

3.3

3.0

2.7

2.4

LOI

99.93

99.92

99.9

99.89

99.88

99.9

99.89

Total

16

4

7

7

5

6

9

Sc

50

28

55

60

49

54

75

V

6.0

3.1

3.8

7.1

7.0

11.6

8.4

Co

22

20

20

20

20

24

31

Ni

17.0

14.6

14.2

14.0

15.2

12.6

13.6

Ga

65.7

24.2

71.0

71.1

70.1

65.8

59.4

Rb

279

344.4

289.9

315.5

400.0

260.1

280.7

Sr

5.1

3.7

5.2

5.0

4.4

5.0

5.1

Hf

10.8

6.3

10.3

10

14.3

9.5

8.5

Nb

4.6

1.4

4.5

12.3

6.1

3.5

4.0

Cs

243

248

251

284

285

220

221

Ba

0.8

0.5

0.9

0.9

1.0

0.8

0.6

Ta

1.41

8.1

9.9

9.3

7.8

8.4

8.6

Th

1.42

1.5

1.8

2.3

2.5

1.5

1.6

U

236

154.7

226.5

215

199

210.8

217.8

Zr

20.0

11.3

17.0

19.6

15.3

17.9

19.8

Y

25.8

22.4

27.6

27.6

29.1

25.5

25.5

La

49.8

40.1

50.2

51.6

50.7

45.8

47.3

Ce

5.50

4.14

5.45

5.53

5.35

5.15

5.24

Pr

19.9

14.7

20.2

19.6

18.9

17.9

20.0

Nd

3.80

2.43

3.57

3.77

3.19

3.74

3.75

Sm

1.00

0.72

0.98

0.99

0.93

0.89

0.95

Eu

3.57

2.21

3.58

3.88

3.13

3.39

3.62

Gd

0.56

0.34

0.53

0.59

0.48

0.53

0.57

Tb

3.27

2.05

3.09

3.64

2.69

2.96

3.63

Dy

0.64

0.43

0.64

0.76

0.58

0.7

0.71

Ho

1.87

1.26

1.78

2.24

1.72

1.96

2.42

Er

0.27

0.19

0.26

0.32

0.25

0.29

0.35

Tm

1.78

1.26

1.99

2.33

1.69

2.04

2.50

Yb

0.27

0.22

0.28

0.35

0.26

0.28

0.36

Lu

0.83

0.95

0.84

0.79

0.90

0.98

0.99

Eu/Eu*

9.77

11.99

9.74

7.90

11.61

8.43

6.88

LaN/YbN

 

 

شکل‌های 4- A و 4- B، رده‏‌بندی و نامگذاری سنگ‏‌های بررسی‌شده برپایة نمودارهای پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977) و Le Bas و همکاران (1986) را نشان می‏‌دهد. در این نمودارها، ترکیب نمونه‏‌ها در گسترة آندزیت‏‌بازالتی، آندزیت و داسیت و در محدودة ساب آلکالن جای گرفته است. همچنین، بررسی‏‌های زمین‌شیمیایی و کاربرد نمودار شناسایی سری ماگمایی (شکل 4- C) نشان می‏‌دهند این سنگ‏‌ها سرشت کالک‏‌آلکالن دارند. گدازه‏‌های منطقة ابراهیم‌آباد، بر پایه نمودار K2O دربرابر SiO2(شکل 4- D) در گسترة کالک‏‌آلکالن با پتاسیم متوسط جای می‏‌گیرند. سنگ‏‌های آتشفشانی کالک‏‌آلکالن (آندزیت و داسیت) از فراورده‌های مهم پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی مرزهای صفحه‌های همگرا هستند (Harangi et al., 2007).


 


 

شکل 4- رده‏‌بندی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ابراهیم‏‌آباد برپایة: A) نمودار داده‏‌های عنصرهای کمیاب (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار مجموع آلکالن دربرابر سیلیس (Le Bas et al., 1986)؛ C) نمودار شناسایی دستة ماگمایی سنگ‏‌های بررسی‌شده (Irvin and Baragar,1971)؛ D) نمودار K2O دربرابر SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976)

 

 

الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای نمونه‏‌های حد واسط و اسیدی منطقة ابراهیم‌آباد در شکل 5- A نمایش داده شده است. این نمودار الگوی پراکندگی یکنواخت در REE، غنی‏‌شدگی عنصرهای K، Sr، U، Th و Cs و آنومالی منفی P، Ba، Nb و Ti به‌ویژه در نمونه‏‌های داسیتی نشان می‌دهد. غنی‏‌شدگی LILE‏‌، تهی‏‌شدگی از HFSE و آنومالی منفی Nb و Ti از ویژگی‏‌های بارز سنگ‏‌های پهنه‌های فرورانش است (Pearce, 1983; Winter, 2001; Sommer et al., 2006; Wilson, 2007; Gill, 2010). به باور Green (2006)، تهی‏‌شدگی HFSE دربرابر LILE چه‌بسا پیامد تأثیر سیال‌ها یا مواد مذاب پدیدآمده از صفحة فرورانده روی گوة گوشته‏‌ای باشد. نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton,1984) نشان‏‌دهندة‏‌ غنی‏‌شدگی LREE، تهی‏‌شدگی HREE و آنومالی منفی ضعیف Eu به‌ویژه در نمونه‏‌های آندزیت و داسیت است (شکل 5- B) که از ویژگی‌های سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن آتشفشان‏‌های در مرز فعال قاره‏‌ای به‌شمار می‌روند (Nagudi et al., 2003). مقدارهای به‌دست‌آمدة *Eu/Eu برای سنگ‏‌های بررسی‌شده از 76/0 تا 99/0 در نوسان هستند. Barnes و همکاران (2001)، بی‏‌هنجاری منفی ضعیف Eu را پیامد فرایند تبلوربخشی کانی پلاژیوکلاز می‏‌دانند. به باور Lin و همکاران (1989)، الگوی هموار میان عنصرهای Dy و Lu چه‌بسا نشان‌دهندة ذوب خاستگاهی لرزولیتی باشد. مقدارهای کمابیش کم YbN در همة نمونه‏‌ها نشان‏‌دهندة گارنت بجا‌مانده در خاستگاه هستند (Machado et al., 2005).

 

 

شکل 5- گدازه‏‌های منطقة ابراهیم‏‌آباد در: A) نمودار الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (نشانه‏‌ها همانند شکل 4 هستند)

 

 

بحث

جایگاه زمین‌ساختی و خاستگاه

برای شناخت جایگاه زمین‌ساختی سنگ‏‌های بررسی‌شده از نمودار لگاریتمی 100Th/Zr در برابر 100Nb/Zr (Pearce, 1983; Asiabanha et al., 2012) بهره گرفته شد. برپایة این نمودار، سنگ‏‌های منطقة ابراهیم‌آباد در جایگاه فرورانش جای می‏‌گیرند (شکل 6- A). پهنه‌های فرورانش پیچیده‏‌ترین پهنه‌های پیدایش ماگما دانسته‌ شده‌اند (Mandal et al., 2012). برای شناخت اینکه سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ابراهیم‌آباد در محیط کمان جزیره یا در جایگاه زمین‌ساختی مرز فعال قاره‏‌ای فوران کرده‏‌اند، از نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983) بهره گرفته شد. در این نمودار (شکل 6- B) که بر پایه عنصرهای کمیاب و متحرک پیشنهاد شده ‏‌است، سنگ‏‌های بررسی‏‌شده در گستره مرز قاره‏‌ای فعال جای گرفته‌اند. نمودار Zr/Nb در برابر Nb/Th (Condie, 2005) نشان می‏‌دهد ماگمای مادر این سنگ‏‌ها در پی ذوب‏‌بخشی یک گوشتة غنی‏‌شده در محیط کمان پدید آمده ‏‌است (شکل 7).

برای بررسی فرایندهای اساسی ماگمایی و نشان‏‌دادن روند تحولات مذاب سازندة سنگ‏‌های بررسی‌شده، نمودار تغییرات درصدوزنی MgO در برابر درصدوزنی CaO (شکل 8) به‌کار برده شد. این نمودار نشان‏‌دهندة نقش تبلوربخشی در تحول سنگ‏‌های منطقه است؛ به‌گونه‌ای‌که ماگمای خاستگاه‌گرفته از ذوب‏‌بخشی پریدوتیت، تبلوربخشی الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز را نشان می‏‌دهد (شکل 8).

 

 

 

شکل 6- نمودارهای تمایز محیط‏‌ تکتونوماگمایی برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ابراهیم‌آباد. A) نمودار 100Nb/Zr دربرابر 100Th/Zr (Pearce, 1983; Asiabanha et al., 2012)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983)

 

 

 

شکل 7- نمودار تغییرات Nb/Th دربرابر Zr/Nb (Condie, 2005) (نشانه‏‌ها همانند شکل 6 هستند)

 

 

شکل 8- نمودار تغییرات درصدوزنی CaO دربرابر MgO (Cook et al., 2016; Herzberg and Asimow, 2008) (نشانه‏‌ها همانند شکل 6 هستند)

ماگماهای وابسته به گوشتة سنگ‌کره‌ای نسبت La/Nb بیشتر از 1 دارند؛ اما این نسبت در ماگماهای جدا‏‌شده از گوشتة سست‌کره‌ای غنی‏‌شده نزدیک به 7/0 است. در صورت رخداد آلودگی این ماگماها با گوشتة سنگ‌کره‌ای هنگام صعود، تا اندازه‌ای این نسبت افزایش می‏‌یابد (DePaolo and Daley, 2000). این نسبت در نمونه‏‌های بررسی شده، برابربا 1/1 تا 5/1 است و نشان‏‌دهندة خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای برای آنهاست. مذاب‏‌های پدیدآمده در محدودة پایداری گارنت، عموماً نسبت Dy/Yb بالا (بیشتر از 5/2) دارند؛ اما ذوب در محدودة پایداری اسپینل، مذابی با نسبت Dy/Yb کم (کمتر از 5/1) پدید می‏آورد (Shaw et al., 2003)، میانگین مقدار Dy/Yb نمونه‏‌های بررسی‌شده 5/1 است که نشان‏‌دهندة خاستگاه اسپینل- گارنت لرزولیت برای آنهاست. افزون‌براین، برای شناخت ویژگی‌های خاستگاه ماگمای مادر سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ابراهیم‌آباد، نمودار درصدوزنی CaO/Al2O3 دربرابر Al2O3 (Herzberg, 1995; Cook et al., 2016) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، گدازه‏‌های بررسی‏‌شده در بازة فشار 1 تا 2 گیگاپاسکال جای گرفته‌اند (شکل 9- A). در نمودار فشار- دما که نشان‏‌دهندة دما و ژرفای ذوب برای MORB است (داده‏‌ها از Lee et al., 2009)، نمونه‏‌های بررسی‌شده، دمای نزدیک به 1300 تا 1350 درجه سانتیگراد را نشان می‌دهند و در نزدیک منطقة انتقالی اسپینل- گارنت لرزولیت جای گرفته‌اند (شکل 9- B). برپایة این نمودار، ماگما از ژرفای 60 تا 80 کیلومتری و در پی 10 درصد ذوب‌بخشی در منطقة تحول اسپینل- گارنت لرزولیت خاستگاه گرفته است.

 

 

 

شکل 9- A) نمودار تغییرات درصدوزنی CaO/Al2O3 دربرابر Al2O3 (Herzberg, 1995; Cook et al., 2016)؛ B) نمودار فشار- دما که نشان‏‌دهندة دما و ژرفای ذوب برای MORB (داده‏‌ها از Lee et al., 2009) و سنگ‏‌های آندزیتی منطقة ابراهیم‌آباد است (نشانه‏‌ها: مربع توپر: آندزیت بازالتی، ستاره: آندزیت)

 


بررسی آلایش پوسته‏‌ای در گدازه‏‌های منطقة ابراهیم‏‌آباد

حضور بیگانه‌بلورهای کوارتز از ویژگی‌های آندزیت ‏‌بازالتی ابراهیم‌آباد و نشان‏‌دهندة رخداد آلودگی پوسته‏‌ای در گدازه‏‌های منطقة بررسی‌شده است. برای بررسی آلودگی پوسته‏‌ای، نسبت‏‌های Nb/La و Nb/U به‌کار برده می‏‌شوند که به آلایش پوسته‏‌ای حساس هستند (Hafmann et al., 1986; Furman, 2007; He et al., 2018). این نسبت‏‌ها در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ابراهیم‏‌آباد به‌ترتیب برابربا 7/0- 2/0 و 4/16- 2/4 هستند. ازآنجایی‌که مقدار آنها در پوسته به‌صورت 39/0 = Nb/La و 4/4 = Nb/U (Teng et al., 2004) و برای گوشته به‌صورت 5±25 = Nb/La و 50 = Nb/U (Hafmann et al., 1986; Sun and McDonough, 1989) است، آلایش پوسته‏‌ای در سنگ‏‌های منطقة بررسی‌شده تأیید می‏‌شود. ماگماهای حد واسط و اسیدی در مقایسه با ماگمای بازیک مدت زمان بیشتری در پوسته سپری می‏کنند. ازاین‌رو، سنگ‏‌های حد واسط و اسیدی شواهد پوسته در تکامل ماگما را بهتر نشان می‏‌دهند (Verma and Verma, 2018). نمودار SiO2 دربرابر Nb/La (شکل 10- A)، نشان‏‌دهندة همخوانی میان این نسبت با میزان سیلیس نمونه‏‌ها و رخداد آلودگی پوسته‏‌ای در هنگام پیدایش آنهاست.


 

 

 

شکل 10- بررسی نقش پوسته در تحولات ماگمایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ابراهیم‌آباد در: A) نمودار SiO2 دربرابر Nb/La (He et al., 2018)؛ B) نمودار Ba/Th دربرابر Th/Nb (Orozco- Esquivel et al., 2006) (نشانه‏‌ها همانند شکل 6 هستند)

 

 

نسبت Th/U نیز برای شناسایی آلودگی پوسته‏‌ای در سنگ‏‌های بررسی‌شده به‌‌کار برده شد. این نسبت در پوستة بالایی نزدیک به 8/3 (Rudnick and Gao, 2014)، و در نمونه‏‌های منطقة ابراهیم‌آباد برابربا 8/3 تا 3/6 است و نشان‏‌دهندة تأثیر آلودگی پوسته‏‌ای در آنهاست. بررسی‌ها نشان داده‌اند پوستة قاره‏‌ای در Nb و Ta نسبت به دیگر عنصرهای ناسازگار (مانند: La) تهی‏‌شدگی دارد. Nb، Ta و REE در پوستة قاره‏‌ای بالایی بیشتر از پوستة زیرین تمرکز دارند و شناخت ترکیب کلی پوسته دشوار است (Barth et al., 2000). تهی‏‌شدگی Nb نسبت به LREE در پوسته نشان‏‌دهندة مرز‏‌های همگراست و آلودگی پوسته‏‌ای، تغییر (افزایش) آنومالی Nb را به‌دنبال دارد (Verma and Verma, 2018). براین‌پایه، برای بررسی نقش بخش‌های پوسته‏‌ای در تکامل ماگما، تغییرات زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب به‌کار برده می‏‌شود. برای نمونه، از نسبت‏‌های Zr/Nb، La/Nb، Ba/Nb و Rb/Nb بهره گرفته می‌شود (Koszowska et al., 2007). مقدارهای این نسبت‏‌ها در گوشتة اولیه و پوستة قاره‏‌ای به‌ترتیب عبارتند از: Zr/Nb = 8/14 و 2/16، La/Nb = 94/0 و 2/2، Ba/Nb = 9 و 54، Rb/Nb= 91/0 و 7/4 (Koszowska et al., 2007). مقدارهای میانگین نسبت‏‌های یادشده برای گدازه‏‌های منطقة ابراهیم‏‌آباد به‌ترتیب برابربا 32/20، 36/1، 3/23و 03/5 هستند. این مقدارها نشان‏‌دهندة مشارکت بخش‌های پوسته‏‌ای در تکامل ماگمای سازنده آنهاست. برای بررسی نقش پوستة بالایی و پوستة زیرین در تحولات ماگمایی، نمودار Th/Nb دربرابر Ba/Th (Orozco-Esquivel et al., 2006) به‌کار برده شد (شکل 10- B).

مقدارهای بالای Th/Nb و کم Ba/Th نمونه‏‌ها، نشان‏‌دهندة مشارکت مواد پوسته‏‌ای در پیدایش آنها هستند. به گفتة دیگر، مقدار این نسبت‏‌ها چه‌بسا نشان‏‌دهندة نقش محلول‏‌ها و مواد مذاب در محیط فرورانش و یا مواد پوسته‏‌ای در تکامل ماگما باشد. مقدارهای بالای Th/Nb در این سنگ‏‌ها، همانند این نسبت در سنگ‏‌های پهنه‌های فرورانش هستند. ازاین‌رو، برپایة نمودارهای زمین‌شیمیایی، ماگمای سازندة سنگ‏‌های گدازه‏‌ای منطقة ابراهیم‌آباد، تأثیر سیال‌های آزادشده از صفحة اقیانوسی فرورونده و آلودگی پوسته‏‌ای را نشان می‏‌دهند.

سنگ‏‌های آتشفشانی که دچار آلودگی پوسته‏‌ای شده باشند، نسبت22La/Ta> دارند (Abdel-Rahman and Nassar, 2004). مقدار این نسبت‏‌ در سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن بررسی‌شده 40- 18 است و اثر آلودگی پوسته‏‌ای را نشان می‌دهد. هنگام رویداد فرایندهای دگرسانی و یا دگرگونی، عنصر Th پایدار است (Rolland et al., 2000). نمودار Th/Co دربرابر La/Th (Stevenson et al., 1999) نشان می‏‌دهد سنگ‏‌های حد واسط منطقة ابراهیم‏‌آباد در مقایسه با سنگ‏‌های اسیدی نسبت‏‌های بالاتری از La/Th دارند (شکل 11- A).

 

 

 

شکل 11- A) نمودار تغییرات نسبت‏‌های Th/Co در برابر La/Th (Stevenson et al., 1999) (نسبت Th/Co شاخص تبلوربخشی است و پیکان روند جدایش بلورین را نشان می‏‌دهد)؛ B) نمودار Ba/La در برابر Th/Yb (Wang et al., 2010; Qian et al., 2016) (نشانه‏‌ها همانند شکل 6 هستند)

 

 

در نمودار یادشده، نمونه‏‌های آندزیت‌‏‌بازالتی از MORB دورتر هستند و ویژگی‌های نزدیک به پوسته نشان می‏‌دهند. نمونة آندزیتی و داسیت‏‌ها کم‌کم از آندزیت ‏‌بازالتی دورتر شده‌‌اند و نسبت‏‌های بالاتری از Th/Co‏‌ دارند. نسبت Th/Co در داسیت‏‌ها مشابهت بسیاری با نسبت‏‌های پوسته‏‌ نشان می‏‌دهد. بر پایه این نمودار، در گدازه‏‌های منطقة ابراهیم‏‌آباد، آلایش پوسته‏‌ای انتظار می‌رود. افزون‌بر تأثیر آلایش پوسته‏‌ای در سنگ‏‌های آتشفشانی ابراهیم‏‌آباد که پیش از این گفته شد، تهی‏‌شدگی Ta و Nb به حلالیت بسیار کم آنها در سیال‌های متاسوماتیسم‏‌کنندة پدیدآمده از سنگ‌کره اقیانوسی فرورونده نسبت داده می‌شود که تمرکز آنها در پوستة اقیانوسیِ آبگیری‏‌شده را در پی دارد (Saunders et al., 1991). آمفیبول کانی میزبان مهمی برای این عنصرها در گوشتة بالایی است و آنومالی این عنصرها که ویژگی اصلی محیط‏‌های کمانی است را کنترل می‌کند (Ionof and Hofmann, 1995؛ Al-Saleh and Boyle, 2001). برپایة نمودار Ba/La در برابر Th/Yb (شکل 11- B)، در خاستگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده از میان اجزای فرورانشی، متاسوماتیسم وابسته به رسوب‌های فرورونده، بیشترین نقش را داشته است و چه‌بسا نشانة مشارکت رسوب‌های فرورونده در پیدایش ماگمای مادر این سنگ‏‌هاست.

 

نتیجه‏‌گیری

سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ابراهیم‌آباد شامل آندزیت بازالتی، آندزیت و داسیت هستند که به‌صورت گنبدهایی با ساخت منشوری روی نهشته‏‌های آذرآواری مانند توف جای گرفته‏‌اند. پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین از کانی‏‌های اصلی آندزیت‏‌بازالتی، پلاژیوکلاز، هورنبلند، پیروکسن از کانی‌های اصلی در آندزیت و پلاژیوکلاز، کوارتز و هورنبلند از کانی‌های اصلی در گدازه‏‌های اسیدی هستند. سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری بررسی‌شده، در پی فرایندهای دگرسانی دستخوش تغییرات فیزیکی و شیمیایی شده‌اند و پهنه‏‌های دگرسانی را پدید آورده‏‌اند که از میان آنها، دگرسانی‏‌های شاخص دیده‏‌شده در منطقه مانند پروپیلیتیک، سریسیتیک، آرژیلیک و کربناتی نام برده می‌شوند. حضور بیگانه‌بلورهای کوارتز از ویژگی‌های آندزیت‏‌بازالتی ابراهیم‏‌آباد است که چه‌بسا نشان‏‌دهندة وجود بیگانه ‏‌سنگ‏‌های گرانیتوییدی و رخداد آلایش ماگمایی باشد. در کنارة این بیگانه‌بلورها، حاشیة ریزدانه‌ای از جنس کلینوپیروکسن پدید آمده است. ضخامت متغیر حاشیة واکنشی و دانه‏‌بندی متفاوت بلورها نشان‏‌دهندة اینست که سرعت بالاآمدن ماگما دچار تغییرات بوده ‏‌است. وجود حاشیة ضخیم کلینوپیروکسن در پیرامون کوارتز در برخی نمونه‏‌ها، رخداد آلایش ماگمایی را نشان می‌دهد. داده‏‌های زمین‌شیمیایی و کاربرد نسبت‏‌های عنصرهای کمیاب نیز اثر آلودگی پوسته‏‌ای در سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده را نشان می‏‌دهند. نمودار تغییرات درصدوزنی MgO در برابر درصدوزنی CaO نشان‏‌دهندة نقش تبلوربخشی در تحول سنگ‏‌های منطقة ابراهیم‌آباد است؛ به‌گونه‌ای‌که ماگمای خاستگاه‌گرفته از ذوب‏‌بخشی پریدوتیت، تبلوربخشی الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز را نشان می‏‌دهد. نمودارهای الگوی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب گدازه‏‌های ابراهیم‏‌آباد، نشان‏‌دهندة‏‌ غنی‌شدگی LILE، آنومالی منفی P، Ba، Nb و Ti، غنی‏‌شدگی LREE و تهی‏‌شدگی HREE هستند و پیدایش این سنگ‏‌ها در پهنه‌های فرورانش را نشان می‌دهند. یکنواختی الگوی توزیع عنصرهای کمیاب نمونه‏‌ها نشان‏‌دهندة وابستگی این سنگ‌ها به یکدیگر از راه جدایش بلوری است. الگوی صاف میان عنصرهای Dy و Lu نشانة ذوب خاستگاهی لرزولیتی و مقدارهای کمابیش کم YbN در نمونه‏‌ها، نشان‏‌دهندة گارنت بجا‌مانده در خاستگاه است. داده‏‌های زمین‌شیمیایی نشان می‏‌دهند ماگمای مادر سنگ‏‌های بررسی‌شده در پی رخداد نزدیک به 10درصد ذوب‌بخشی در ژرفای نزدیک به 60 تا 80 کیلومتری، در منطقة تحول اسپینل- گارنت لرزولیت و در دمای نزدیک به 1300 تا 1350 درجه سانتیگراد پدید آمده است. همچنین، میانگین مقدار نسبت Dy/Yb در نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 5/1 است و خاستگاه اسپینل- گارنت لرزولیت را برای آنها نشان می‌دهد.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از معاونت آموزشی و تحصیلات تکمیلی دانشگاه بیرجند برای حمایت‏‌های مادی و معنوی برای به‌باررسیدن این پژوهش بسیار سپاس‌گزارند.

 

 

Abdel-Rahman, A. F. M. and Nassar, P. E. (2004) Cenozoic volcanism in the Middle East: petrogenesis of alkali basalts from northern Lebanon. Geological Magazine 141: 545-563.

Al-Saleh, A. M. and Boyle, A. P. (2001) Neoproterozoic ensialic back-arc spreading in the eastern Arabian shield: geochemical evidence from the Halaban Ophiolite. Journal of African Earth Sciences 33: 1-15.

Asiabanha, A., Bardintzeff, J. M., Kananian, A. and Rahimi, G. (2012) Post-Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences 45: 79-94.

Babazadeh, S. A. (2013) A note on stratigraphic data and geodynamic evolution of Sistan suture zone (neo-tethyan margin) in eastern Iran. Geodynamics Reserach International Bulletin 1: 1-7.

Barnes, S. J., Van Achterbergh, E., Makovicky, E. and Li, C. (2001) Proton microprobe results for the partitioning of platinum-group elements between monosulphide solid solution and sulphide liquid. South African Journal of Geology 104: 275-286.

Barth, M. G., McDonough, W. M. and Rudnick, R. L. (2000) Tracking the budget of Nb and Ta in the continental crust. Chemical Geology 165 : 197–213.

Blatt, H., Tracy, R. and Owens, B. (2006) Igneous, sedimentary, and metamorphic. 3rd Edition, W. H. Freeman, New York, US.

Blundy, J. D. and Holland, T. J. B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104: 208-224.

Boynton, W. V.(1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier, Amsterdam.

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

Condie, K. C. (2005) High field strength element ratios in Archean basalts: a window to evolving sources of mantle plumes. Lithos 79: 491-504.

Cook, Y. A., Sanislav, I. V., Hammerli, J., Blenkinsop, T. G. and Dirks, P. H. G. M. (2016) A primitive mantle source for the Neoarchean mafic rocks from the Tanzania craton. Geoscience Frontiers 7: 911-926.

Delavari, M., Dolati, A. and Alipoorian. E. (2017) Geochemistry of volcanic rocks from the south of Gazik (east of Birjand): implications for the evolution of Sistan Ocean (eastern Iran). Iranian Journal of Petrology 8(31): 21-42 (in Persian).

DePaolo, D. J. and Daley, E. E. (2000) Neodymium isotopes in basalts of the southwest basin and range and lithospheric thinning during continental extension. Chemical Geology 169: 157-185.

Furman, T. (2007) Geochemistry of east African rift basalts: an overview. Journal of African Earth Sciences 48: 147-160.

Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes. Wiley-Blackwell, Malaysia.

Green, N. L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints from the Garibaldi volcanic belt, northern Cascadia subduction system. Lithos 87: 23-49.

Guillou, Y., Maurizot,  P.,  Vaslet,  D. and de la villéon, H. (1981)  Geological map of Gazik, Scale 1/100000, Geological Survey of Iran, Tehran.

Harangi, S., Downes, H., Thirlwall, M. and Gméling, K. (2007) Geochemistry, petrogenesis and geodynamic relationships of Miocene calc alkaline volcanic rocks in the Western Carpathian arc, eastern central Europe. Journal of Petrology 48: 2261-2287.

He,  J.,  Zhang, Y., Wang, Y., Qian, X. and  Sun, L. (2018) Late Paleozoic post-collisional setting of the North Tianshan, NWChina:New insights from geochronology, geochemistry and Sr–Nd isotopic compositions of the Permian Nileke volcanic rocks. Lithos 318–319: 314–325.

Herzberg, C. (1995) Generation of plume magmas through time: an experimental perspective. Chemical Geology 126: 1-16.

Herzberg, C. and Asimow, P. D. (2008) Petrology of some oceanic island basalts: PRIMELT2.XLS software for primary magma calculation. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 9: 12-18.

Ionof, D. A. and Hofmann, A. W. (1995) Nb–Tarich mantle amphiboles and micas; implication for subduction- related metasomatic trace element fractionations. Earth and Planetary Science Letters131: 341–356.

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

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 Archean TTG formation. Journal of Volcanology and Geothermal Research 140: 241-271.

Koszowska, E., Wolska, A., Zuchiewicz ,W., Cuong, N. Q. and Pecskay, Z. (2007) Crustal contamination of Late Neogene basalts in the Dien Bien Phu Basin, NW Vietnam: Some insights from petrological and geochronological studies. Journal of Asian Earth Sciences 29:1–17.

Le Bas, M. J., Le 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.

Lee, C. T. A., Luffi, P., Plank, T., Dalton, H. and Leeman, W. P. (2009) Constraints on the depths and temperatures of basaltic magma generation on Earth and other terrestrial planets using new thermobarometers for mafic magmas. Earth and Planetary Science Letters 279: 20-33.

Lin, P. N., Stern, R. J. and Bloomer, S. H. (1989) Shoshonitic volcanism in the Northern Mariana Arc: 2. Large‐ion lithophile and rare earth element abundances: Evidence for the source of incompatible element enrichments in intraoceanic arcs. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 94: 4497-4514.

Machado, A., Chemale, F., Conceição, R. V., Kawaskita, K., Morata, D., Oteíza, O. and Van Schmus, W. R. (2005) Modeling of subduction components in the Genesis of the Meso-Cenozoic igneous rocks from the South Shetland Arc, Antarctica. Lithos 82: 435-453.

Malekian Dastjerdi, M. M., Mohammadi, S. S., Nakhaei, M. and Zarrinkoub, M. H. (2016-2017) Geochemistry and tectonomagatic setting of Tertiary volcanic rocks of the Kangan area, northeast of Sarbisheh, southern Khorasan. Journal of Economic Geology 8(2): 553-568 (in Persian).

Mandal,  A., Ray, A., Debnath, M. and Paul, S. P. (2012) Petrology, geochemistry of hornblende gabbro and associated dolerite dyke of Paharpur, Puruliya, West Bengal: Implication for petrogenetic process and tectonic setting. Journal of Earth System Science 121: 793-812.

Meade, F. C., Chew, D. M., Troll, V. R., Ellam, R. M. and Page, L. M. (2009) Magma Ascent along a MajorTerrane Boundary:Crustal Contamination and Magma Mixing at the Drumadoon Intrusive Complex, Isle of Arran, Scotland. Journal of Petrology 50:2345-2374.

Mohammadi, S. S., Bayani, R., Nakhaei, M., Chung, S. L. and Zarrinkoub, M. H. (2017) Petrgraphy, mineral chemistry, geochemistry and tectonic setting of Tertiary volcanic rocks in Shoushk area (east of Sarbisheh), Southern Khorasan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 25(1): 167-186(in Persian).

Murphy, M. D., Sparks, R. S. J., Barclay, J., Carroll, M. R. and Brewer, T. S. (2000) Remobilization of andesite magma by intrusion of mafic magma at the Soufriere Hills Volcano, Montserrat, West Indies. Journal of Petrology 41: 21-42.

Nagudi, B., Koeberl, C. and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the Singo granite, Uganda, and implications for its origin. Journal of African Earth Sciences 36: 73-87.

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

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

Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Yang, H. M., Chu, C. H. and Lo, C. H. (2012) Age, geochemical characteristics and petrogenesis of  Late Cenozoic intraplate alkali basalts in the Lut–Sistan region, eastern Iran. Chemical Geology 306: 40-53.

Pearce, J. A. (1983) Role of the subcontinental 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.

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.

Perugini, D. and Poli, G. (2012) The mixing of magmas in plutonic and volcanic environments: analogies and differences. Lithos 153: 261-277.

Poma, S., Quenardelle, S., Litvak, V., Maisonnave, E. B. and Koukharsky, M. (2004) The Sierra de Macon, plutonic expression of the Ordovician magmatic arc, Salta Province Argentina. Journal of South American Earth Sciences16: 587-597.

Qian, X., wang, Y., Feng, Q., Zi, J. W., Zhang, Y. and Chonglakmani, C. (2016) Petrogenesis and tectonic implication of the Late Triassic post-collisional volcanic rocks in Chiang Khong, NW Thailand. Lithos 248–251: 418–431.

Raymond, L. A. (2002) Petrology: the study of igneous, sedimentary and metamorphic rocks. McGraw-Hill, New York, US.

Rolland, Y., Pecher, A. and Picard, C. (2000) Middle Cretaceous back-arc formation and arc evolution along the Asian margin: the Shyok Suture Zone in northern Ladakh (NW Himalaya). Tectonophysics 325: 145-173.

Roozbahani, L. and Arvin, M. (2010) Petrography, geochemistry and petrogenesis of rhyolitic and andesitic rocks of  Nasir- Abad area, SW of Rayen, Kerman. Iranian Journal of Petrology 1(2): 1-16 (in Persian).

Rudnick, R. L. and Gao, S. (2014) Composition of the continental crust. Treatise on geochemistry4. In: Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences (Ed. Elias, S. A.) 2nd edition,  1-51. Elsevier, Amsterdam.

Rutherford, M. J. and Devin, J. D. (2003) Magmatic condition  and magma ascent as indicate d by hornblende phase equilibria and reactions in the 1995- 2002 soufriere Hills Magma. Journal of Petrology 44(8): 1433-1453.

Saccani, E., Delavari, M., Beccaluva, L. and Amini, S. (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.

Sato, H. (1975) Diffusion coronas around quartz xenocrysts in andesite and basalt from Tertiary volcanic region in northeastern Shikoku, Japan. Contributions to Mineralogy and Petrology 50: 49-64.

Saunders, A. D., Norry, M. J. and Tarney, J. (1991) Fluid influence on the trace element compositions of subduction zone magmas. Philosophical Transactions of the Royal Society A 335: 377-392.

Shaw, J. E., Baker, J. A., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F. and Ibrahim, K. M. (2003) Petrogenesis of the largest intraplate volcanic field on the Arabian Plate (Jordan): a mixed lithosphere–asthenosphere source activated by lithospheric extension. Journal of Petrology 44: 1657-1679.

Shitaoka, Y., Miyoshi, M., Yamamoto, J., Shibata, T., Nagatomo, T. and Takemura, K. (2013) Thermoluminescence age of quartz xenocrysts in basaltic lava from Oninomi Monogenetic volcano, northern Kyushu, Japan. Geochronometria 41(1): 30-35.

Sommer, C. A., Lima, E. F., Nardi, L. V. S., Liz, J. D. and Waichel, B. L. (2006) The evolution of Neoproterozoic magmatism in Southernmost Brazil: shoshonitic, high-K tholeiitic and silica-saturated, sodic alkaline volcanism in post-collisional basins. Anais da Academia Brasileira de Ciências 78(3): 573-589.

Stevenson, R., Henry, P. and Gariépy, C. (1999) Assimilation–fractional crystallization origin of Archean sanukitoid suites: western Superior Province, Canada. Precambrian Research 96: 83-99.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of ocean basalts: implications for mantle composition and process. In: Magmatism in the ocean basins(Eds. Saunders, A. D.  and Norry, M. J.)  Special Publication 42(1): 313–345. Geological Society, London, UK.

Teng, F. Z., McDonough, W. F., Rudnick, R. L., Dalpé, C., Tomascak, P. B., Chappell, B. W. and Gao, S. (2004) Lithium isotopic composition and concentration of the upper continental crust. Geochimica et Cosmochimica Acta 68: 4167-4178.

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.

Vahedi Tabas, z., Mohammadi, S. S. and Zarrinkoub, M. H. (2017) Petrography, mineral chemistry and geochemistry of post-ophiolitic volcanic rocks in the Ratouk area (south of Gazik, east of Iran), southern Khorasan. Journal of Economic Geology 9(2): 439-461. (in Persian).

Verma, S.P. and Verma, S. K. (2018) Petrogenetic and tectonic implications of major and trace element and radiogenic isotope geochemistry of Pliocene to Holocene rocks from the Tacaná Volcanic Complex and Chiapanecan Volcanic Belt, southern Mexico. Lithos 312–313: 274–289.

Walker, R. T. and Jackson, J. (2004) Active tectonic and late Cenozoic strain distribution in central and eastern Iran. Tectonics 23: 1-24.

Wang, Y., Zhang, A., Fan, W., Peng, T., Zhang, F., Zhang, Y. and Bi, X. (2010) Petrogenesis of late Triassic post-collisional basaltic rocks of the Lancangjiang tectonic zone, southwest China, and tectonic implications for the evolution of the eastern Paleotethys: geochronological and geochemical constraints. Lithos 120: 529-546.

Wilson, M. (2007) Igneous petrogenesis. Springer, Netherlands.

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

Winter, J. D. (2001) An introduction to Igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, New Jersey, US.