ویژگی های آتشفشان شناسی و ژئوشیمیایی محصولات آخرین فوران سبلان، شمال غرب ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه علوم زمین، دانشگاه آزاد اسلامی، واحد علوم و تحقیقات، تهران، ایران

2 Department of Geology, Science and Research Branch, Islamic Azad University, Tehran,

چکیده

آتشفشان سبلان در شمال غرب ایران و در 25 کیلومتری جنوب مشکین شهر در زون ساختاری البرز غربی- آذربایجان قرار دارد. سنگ های تشکیل دهنده سبلان و دامنه های شرقی و شمالی آن با حجم قابل توجهی از نهشته های پیروکلاستیک سفید- خاکستری رنگ پوشیده شده که نشان از فعالیت انفجاری بسیار شدید در آخرین مرحله فعالیت این کوه عظیم است. پس از مطالعات صحرایی و نتایجی که از آن به دست آمد با استفاده از محاسبات ریاضی، فوران از نوع پلینی، حجم آخرین نهشته های پیروکلاستیک ریزشی سبلان 24/3 کیلومتر مکعب و اندیس انفجار 5 تخمین زده شد. همچنین با توجه به شکل منحنی ایزوپک، نقش باد در پراکندگی این نهشته ها از غرب به شرق بوده است. همچنین بر اساس داده-های ژئوشیمیایی، ایگنیمبریت های سبلان ریوداسیتی با ماهیت کالک آلکالن بوده و نسبت بالای Ba/Nb>28 و Ba/Ta>450 نشان دهنده ارتباط این سنگ ها با مناطق وابسته به فرورانش است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Volcanological and Geochemical Features of the Products of Sabalan’s Last Eruption, NW Iran

نویسندگان [English]

  • Reza Fahim Guilany 1
  • Seyed Jamal SHEIKHZAKARIAEE 1
  • Ali Darvishzadeh 2
  • Mansour Vosoughi Abedini 1
1 Department of Geology, Science and Research Branch, Islamic Azad University, Tehran, Iran
2 Department of Geology, Science and Research Branch, Islamic Azad University, Tehran,
چکیده [English]

Sabalan volcano is located in the northwest part of Iran and 25km south of Meshkinshahr in the west Alborz-Azerbaijan structural zone. The rocks forming the Sabalan and its eastern and northern slopes are covered with significant amounts of white-gray pyroclastic deposits, which is indicating a very intense explosive activity at the last stage of this huge volcano activity. After conducting field studies and analyzing the results obtained using the mathematical calculations, a Plinian eruption was detected, and the extrapolated volume of the latest pyroclastic fall eruption was estimated 3.24 km3, and the eruption of Sabalan rated a VEI of 5. Also, due to the shape of the isopach curve, the role of wind in dispersing these deposits is from the west to the east. Also based on geochemical data, the Sabalan’s ignimbrite was rhyodacitic with calc-alkaline signatures and the high ratios of Ba/Nb>28 and Ba/Ta>450 are consistent with subduction related zone.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Pyroclastic
  • Plinian
  • Volcanic Explosivity Index
  • Ignimbrite
  • Sabalan Volcano
  • West Alborz

تا سال‏‌های پیاپی، سنگ‏‌های آذرآواری (pyroclastic) بخش ناچیزی از گدازه‏‌ها به‌شمار رفته‌اند و غالباً به این سنگ‏‌ها چندان پرداخته نشده است؛ اما ازآنجایی‌که گسترش بسیاری نسبت به گدازه‏‌ها دارند، در سنگ‌شناسی آذرین جایگاه ویژه‏‌ای یافته‌اند. رده‌بندی آنها و کاربرد گسترده‌ای که در شناخت چگونگی فعالیت‏‌های آتشفشانی از آنها به‏‌دست می‏‌آید، اهمیت بررسی آنها را دو چندان کرده است. در مباحث دینامیک آتشفشان‏‌ها، از معادله‌ها و الگو‏‌های شناخته‌شده و آزموده‌شده روی فوران‏‌های آتشفشانی بهره گرفته می‏‌شود. نخستین‌بار Walker (1973) با الک‌کردن نهشته‏‌های آذرآواری گونه‌های فوران‏‌های آتشفشانی را شناسایی کرد. Suzuki (1981) نمودار لگاریتم ضخامت در برابر لگاریتم بخش فراگرفته‌شده در میان منحنی‏‌های ایزوپک را برای به‌دست‌آوردن حجم نهشته‏‌ها به‌کار برد. این نمودار همواره خطای بسیاری نسبت به مقدار واقعی داشته است. تازه‌ترین و معتبرترین الگوی دینامیکی آتشفشان‏‌ها الگوی پیشنهادیِ Pyle (1989) است که در این پژوهش از آن بهره گرفته شده است.

آتشفشان سبلان در شمال‌باختری ایران و در یک منطقة گسترده از برخورد و دگریختی قارة میان صفحه‌های آفریقایی- عربی و اوراسیا جای دارد. این منطقه یک رژیم زمین‏‌ساختی فشارشی را از آغاز مزوزوییک تا عهد حاضر تجربه کرده است؛ در جایی که فشرده‌سازی پیامد فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران و برخورد بعدی میان صفحه‌های عربی و اوراسیا در راستای زاگرس بوده است (Şengör and Kidd, 1979; Dewey et al. 1986; Dilek et al., 2009; Ghalamghash et al., 2016).

پژوهشگران بسیاری تا به امروز در پایان‌نامه‏‌ها و نوشته‏‌های گوناگون (Didon and Gemain, 1976; Alberti et al., 1980; Mousavi, 2013; Shahbazi Shiran and Shafaii Moghadam, 2014) به بررسی سنگ‌شناسی و زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آتشفشانی سبلان پرداخته‏‌اند؛ اما تا کنون از حجم بزرگ آذرآواری‏‌ها، تنوع و دسته‏‌بندی آنها توضیحی آورده نشده است. بی‌گمان در همة فعالیت‏‌های آتشفشانی، فوران‏‌های انفجاری که به‌صورت سنگ‏‌های آذرآواری به سطح زمین می‏‌رسند، سهم بسیار مهمی دارند؛ زیرا برپایة ویژگی‏‌های فیزیکی (شکل، اندازه، تخلخل) و چگونگی پراکندگی آنها شدت انفجار آتشفشان و میزان صعود مواد پدیدآمده از انفجار به هوا را به‌دست می‌آورند (Darvishzadeh, 2004). بررسی دینامیک آتشفشان از دیدگاه‌های بسیاری اهمیت دارد. با دانستن شمار فازهای فورانی پیشین آتشفشان و زمان پس‏‌دهی انرژی آتشفشان الگویی برای رفتار آینده آن به‌دست آورده می‌شود. بررسی شکل نهشته‏‌های آذرآواری و دانستن چگونگی گسترش آنها (مانند: منحنی‏‌های ایزوپک و ایزوپلت) سرمایه‏‌گذاری برای بهره‏‌برداری نهشته‏‌های پومیسی (پوکه معدنی) را بهینه می‏‌کند. ازآنجایی‌که دربارة آتشفشان سبلان یا دیگر آتشفشان‏‌های ایران تا کنون چنین کاری انجام نشده است، با بررسی آذرآواری‏‌ها چه‌بسا تاریخچة فعالیت این آتشفشان بزرگ بازسازی می‌شود. هدف از انجام این پژوهش به‌دست‌آوردن حجم مواد بیرون‌ریخته، شدت و نوع فوران انفجاری و همچنین، سنگ‌زایی نهشته‏‌های آذرآواری سبلان در واپسین فعالیت انفجاری آن است.

 

جایگاه زمین‏‌شناسی

سبلان استراتوولکان بزرگی است که در شمال‌باختری ایران در 25 کیلومتری جنوب مشکین‏‌شهر (شکل 1) و در یک پهنة گسلی فعال جای دارد. سنگ‏‌های آتشفشانی سبلان با سرشت کالک‌آلکالن دربردارندة تناوبی از گدازه‏‌های آندزیتی، تراکی‌آندزیتی و داسیتی با سن پلیوسن- کواترنری هستند (Didon and Gemain, 1976; Mousavi, 2013; Shahbazi Shiran and Shafaii Moghadam, 2014; Ghalamghash et al., 2016; Fahim Guilany, 2016). گسل‏‌های اصلی منطقه در دو گروه شمالی– جنوبی و خاوری– باختری دسته‌بندی می‏‌شوند. این گسل‏‌ها در پیدایش هورست نقش داشته‌اند و همچنین، پیامد آنها جابجایی در مناطقی بوده است که از دیدگاه زمین‏‌ساختی آرام بوده‌اند‌ (Didon and Gemain, 1976). افزون‌بر گسل‏‌های یادشده، گسل‏‌های محلی، هورست سبلان را به قطعه‌های کوچک‌تری بخش کرده‌اند و در پیدایش کالدراهای این آتشفشان و دره‏‌های گسلی نقش داشته‌اند.

داده‏‌های به‌دست‌آمده از سن‌سنجی مطلق گدازه‏‌های سبلان نشان می‏‌دهند فعالیت آتشفشانی سبلان بلندمدت بوده است و سنگ‏‌های آتشفشانی قاعده سبلان از نوع آندزیت به سن میوسن پایانی و سن 5/0± 4/10 میلیون سال پیش (Alberti et al., 1980; Mousavi, 2013) و داسیت‏‌های پایانی به سن 110000 سال پیش (Ghalamghash et al., 2016) هستند. در واقع نمونه‏‌های اولیه سبلان از نوع حد واسط (آندزیتی) بوده‌اند و در پایان به داسیت‏‌های ایگنیمبریتی تغییر سرشت داده است (Fahim Guilany, 2016). افزون‌بر گدازه‏‌های گوناگونی که در فعالیت بلندمدت این آتشفشان بزرگ بیرون ریخته‏‌اند، این‌ آتشفشان به تناوب بیش از 7 بار فعالیت انفجاری بسیار شدید داشته است (Fahim Guilany, 2016) که در هنگام آن نهشته‏‌های آذرآواری ریزشی گوناگون، ابر سوزان (Fahim Guilany et al., 2016)، نهشته‏‌های موجی و ایگنیمبریت پدید آمده‌اند و حجمی نزدیک به 60 کیلومترمکعب از گدازه و نهشته‏‌های آذرآواری را برجای گذاشته است (Didon and Gemain, 1976). این حجم بزرگ از نهشته‏‌های آتشفشانی از ویژگی‌های آتشفشان‏‌های پهنة فرورانش است (Pirmohammadi Alishah et al., 2012).

 

 

 

شکل 1- جایگاه جغرافیایی آتشفشان سبلان و نقشة زمین‏‌شناسی منطقه (Mousavi, 2013) با تغییر

 

 


روش انجام پژوهش

بهترین روش برای توصیف و رده‏‌بندی فوران‏‌هایی که پیامد آنها پیدایش نهشته‏‌های ریزشی است، بررسی‌های صحرایی برپایة انتشار و پراکندگی قطعات آواری و اندازة دانه‏‌‏‌هاست. ازاین‌رو، ستتبرا و بزرگی نهشتة ریزشیِ آخرین فوران آتشفشانی سبلان که از قاعده کلی فوران‏‌های ریزشی پیروی می‏‌کند به طور دقیق اندازه‏‌گیری شد. سپس از داده‌های به‏‌دست‌آمده به‌ترتیب منحنی‏‌های ایزوپک و ایزوپلت با نرم‌افزار CorelDrawX7 رسم شدند. همچنین، برای محاسبة حجم نهشته‏‌ها الگوی نازک‏‌شدگی نمایی (exponential) برپایة داده‏‌هایی که از نقشه ایزوپک به‌دست آمدند به‌کار برده شد. در پایان، نوع فوران و جهت انتشار باد در پراکندگی این نهشته‏‌ها شناسایی شد. سپس از ایگنیمبریت‏‌ها مقطع نازک ساخته شد و پس از بررسی آنها، شمار 8 نمونه با دگرسانی کمتر در آزمایشگاه زرآزمای تهران به روش ICP-OES برای عناصر اصلی و ICP-MS برای عنصرهای فرعی و کمیاب خاکی تجزیه شیمیایی شدند (آستانة آشکارسازی دستگاه برای عنصرهای اصلی برابربا 05/0% و برای عنصرهای کمیاب برابربا ppm 02/0 – 1 بوده است). داده‌های به‌دست‌آمده با نرم‌افزارهای GCDkit و IgPet 2007 تحلیل شدند.

 

ویژگی‌های صحرایی

نتایج به‌دست‌آمده از برداشت‏‌های صحرایی در اطراف آتشفشان سبلان در آخرین فعالیت انفجاری آن به‌صورت (الف) نهشته‏‌های آذرآواری ریزشی و (ب) ایگنیمبریت بوده است که ویژگی‏‌های هر کدام به‌صورت جداگانه آورده می‏‌شود.

الف- آذرآواری‏‌های ریزشی سبلان:

در پی فعالیت انفجاری شدید آتشفشانی، حجم چشمگیری از گدازه‏‌های درون آشیانة ماگمایی تا کیلومتر‏‌ها به هوا پرتاب می‏‌شوند و ستون انفجاری را پدید می‏‌آورند که از روی ارتفاع آن شدت و نوع فوران انفجاری شناسایی می‌شوند. پس از صعود، این مواد آذرآواری به‌صورت قطعات جدا از هم مانند ریزش برف روی زمین روی هم انباشته می‏‌شوند و ضخامتی از خاکستر و پومیس برجای ‏‌می‏‌ماند. هر اندازة از نقطه خروج دورتر شویم ستبرای آنها کمتر و اندازة دانه‏‌ها کوچک‌تر می‌شود و سرانجام به خاکستر تبدیل می‏‌شوند.

نهشته‏‌های آذرآواری ریزشی سبلان اساساً از جنس پومیس و خاکستر هستند (شکل 2) و از قلة سبلان تا فاصلة دور طی روندی باختری- خاوری (جهت وزش باد غالب در منطقه) دیده می‌شوند؛ به‌گونه‌ای‌که با دور‏‌شدن از آتشفشان، اندازة قطعات و ضخامت لایه‏‌ها کاهش می‏‌یابد (شکل 2). اگرچه به‌علت مدت زمان طولانی که از فوران این ریزشی‏‌ها گذشته است نشانه‌های آنها یا در زیر گدازه‏‌های بعدی پنهان شده‌اند، یا در پی عوامل طبیعی از میان رفته‌اند یا معدنکاران آنها را برداشت کرده‌اند؛ اما در این پژوهش با پیمایش‏‌های صحرایی در این محل، 36 نقطه از رخنمون‏‌های این ریزشی‏‌ها بررسی شدند و برپایة آنها منحنی‏‌های ایزوپک رسم شدند (شکل 3).

 

محاسبه حجم تفرای ریزشی سبلان: برآورد میزان حجم کلی تفرا کار دشواری است؛ ازاین‌رو، برای محاسبة دقیق‏‌تر از الگوی نازک‏‌شدگی نمایی با استفاده از داده‏‌هایی که از نقشه ایزوپک به‏‌دست آمده‌اند بهره‌ گرفته شد. محاسبة حجم، برپایة قانون نازک‏‌شدگی نمایی کمی پیچیده‏‌ است. به گفتة Pyle (1989، 1995) و Fierstein و Nathanson (1992)، ستبرای نهشته‏‌های ریزشی با دورشدن از خاستگاه به‌گونة نمایی و برپایة این رابطه کاهش می‏‌یابد:

 

T=T0 exp(- K*A1/2) و ln(T)=ln(T0)−kA

این معادله نشان‌دهندة معادله‏‌ای خطی در دستگاه Ln(T) در برابر ریشة دوم مساحت درون هر ایزوپک است. K نشانة شیب منفی خط و T0 بیشترین ستبرای برون‏‌یابی‌شده در نقطه A=0 هستند (Pyle, 1989).

 

 

شکل 2- نمایی از نهشته‏‌های ریزشی سبلان که با دور‏‌شدن از دهانة آتشفشان، ستبرا و بزرگی آن کمتر می‏‌شوند

 

 

 

شکل 3- A) منحنی‏‌های ایزوپک آخرین نهشته‏‌های ریزشی سبلان (دایره‏‌های سیاه محل بیرون‌زدگی و شماره‌ها نمایندة ستبرای لایه‏‌ها برپایة متر هستند)؛ B) جایگاه نقاط برداشت‌شده و منحنی‏‌های ایزوپک روی نقشة ماهواره‏‌ای

 

 

در جدول 1، مساحت محصور در منحنی‏‌های ایزوپک و ضخامت آنها نشان داده شد‌ه‌اند. نمودار (ضخامت)ln در برابر ریشة دوم مساحت منحنی‏‌های ایزوپک برای نهشته‏‌های ریزشی سبلان در شکل 4 نشان داده شده است. از روی شکل 4 شیب خط به‌دست آورده می‌شود. این مقدار برابربا 1241/0- است.

 

جدول 1- اطلاعات داده‌شده و محاسبه‌شده از مساحت محصور در منحنی‏‌های ایزوپک و ضخامت آنها

Given Data

Calculated Data

Area inside the isopach (Km2)

Thickness

(m)

Squared area inside isopach (Km)

ln(thickness)

M

122

3.6

11.04

1.28

364.81

1.8

19.1

0.59

470.89

0.9

21.7

- 0.10

785

0.45

28.01

- 0.80

1161

0.225

34.07

- 1.49

 

همچنین، جایی‌که خط نمودار ضخامت را قطع می‏‌کند در واقع ln(T0) است. در اینجا از روی شکل 5 و با به‌کارگیری نرم‌افزار Excel 2016، 72/2 به‌دست آمد. برای به‌دست‌آوردن T0 (ضخامت بیشینة نهشته‏‌های ریزشی در نزدیک دهانه) باید exp(lnT0) را به‌دست آورد. این مقدار برای نهشته‏‌های ریزشی یادشده برابربا 1803/15 متر به‌دست آمد.

 

شکل 4- نمودار (ضخامت)ln دربرابر ریشة دوم مساحت منحنی‏‌های ایزوپک برای نهشته‏‌های ریزشی پس از کالدرا (برپایة کارهای Pyle (1989)، Bonadonna و Houghton (2005) و Connor و Connor (2006))

 

 

 

شکل 5- نقشة ایزوپلت آخرین نهشته‏‌های ریزشی سبلان (دایره‏‌های سیاه: بیرون زدگی؛ شماره‌ها: ابعاد بزرگ‌ترین دانه ریزشی برپایة سانتیمتر)

 

 

برپایة کارهای Pyle (1989، 1995)، Bonadonna و Houghton (2005) و Connor و Connor (2006) برای به‌دست‌آوردن bt (فاصله ضخامت میانه)، معادلة (bt=ln(2)/(k*√  به‌کار برده می‌شود:

bt= 0.69/(0.1241*(√

برای به‏‌دست آوردن مقدار حجم نهشته‏‌های ریزشی روش‏‌های فراوانی پیشنهاد شده‌ است؛ اما روش جدید‏‌تری که Pyle (1989، 1995) و Houghton و همکاران (2000) پیشنهاد کرده‌اند دقیق‏‌تر از به روش‏‌های دیگر است و معادلة آن به‌صورت زیر است:

V=13.08*T0(bt)2

در این معادله، T0 نشان‌دهندة بیشینة ضخامت برون‏‌یابی‌شده در نقطة A=0، bt فاصلة ضخامت میانه و α ضریبی متناسب با دوری از مرکزیت الیپسویید ایزوپک از دهانه است و برابر است با:

α 2=(1- e2)=Y2/X2

همچنین، e دوری از مرکزیت الیپسویید ایزوپک‏‌هاست و Y و X به ترتیب قطر کوچک و بزرگ الیپسویید ایزوپک‏‌ها هستند:

V=13.08*0.01518(3.13)2/0.60= 3.24

برپایة شکل 4 و معادله‌های بالا، مقدارهای جدول 2 به‌دست‌ می‌آیند. بنابراین حجم کل تفراهای نهشته‏‌های ریزشی در آخرین فوران انفجاری آن 24/3 کیلومترمکعب به‌دست می‏‌آید.

 

جدول 2- داده‏‌های مربوط به شکل 5 برای به‌دست‌آوردن حجم تفرا

0.1241

منفی شیب خط

K

2.72

جایی که خط، نمودار ضخامت را قطع کند

lnT0

15.18m

=exp(lnT0)

T0 (m)

0.01518km

=exp(lnT0)/1000

T0 (Km)

3.13km

=ln(2)/(k*√ )

bt

0.60

=r2/r1

Α

Km33.24

=13.08*T0(bt)2

V

 

تغییرات اندازة قطعات نهشته‏‌های ریزشی سبلان: در بررسی روند تغییرات بزرگی قطعات نهشته‏‌های ریزشی آتشفشانی، مهم‌ترین کار رسم نقشة ایزوپلت (هم‌اندازه) برای بیشینة ابعاد قطعات است. بیشینة ابعاد قطعات به‌صورت میانگین سه عدد از بزرگ‌ترین قطر دانه‏‌ها در نظر گرفته می‏‌شود (1981Sparks et al., ) و معیاری برای رسم نقشه ایزوپلت دانسته می‌شود. در شکل 5، ایزوپلت بیشینة قطر قطعات آخرین نهشته‏‌های ریزشی سبلان آورده شده است. در جدول 3، مساحت محصور در منحنی‏‌های ایزوپلت و ابعاد دانه‏‌های آن‏‌ نشان داده شده است.

 

 

جدول 3- مساحت محصور در منحنی‏‌های ایزوپلت و ابعاد دانه‏‌های آن‏‌

اطلاعات داده شده

اطلاعات محاسبه شده

مساحت محصور درون ایزوپلت (km2)

اندازه قطعات (cm)

ریشة دوم مساحت محصور درون ایزوپلت (km)

 Ln اندازه قطعات (cm)

121

5

11

1.61

470.89

2.5

21.7

0.92

576.48

1.25

24.01

0.23

784

0.625

28

- 0.47

1232.01

0.3

35.1

- 1.20

 

 

کوچک‏‌شدن اندازه قطعات نهشته‏‌های ریزشی آتشفشانی با دورشدن از دهانه، از قوانین نمایی پیروی می‏‌کند (Thorarinson, 1954). روند خطی نمودار شکل 6 نیز نشان‌دهندة کاهش ابعاد قطعات برپایة قانون‌های نمایی است. bc یا فاصله میانة بیشینة قطر قطعات پارامتر بسیار مهمی است که از نمودار شکل 6 به‌دست می‏‌آید. برپایة گفتة Pyle (1989)، این پارامتر از رابطه bc=ln2 / k*√  به‌دست می‏‌آید. K نیز معرف منفی شیب نمودار است و مقدار آن برابربا 1219/0 است. ازاین‌رو:

bc= ln2 / 0.1219*√  =3.19.

 

شکل 6- نمودار (اندازه قطعات)ln در برابر ریشة دوم مساحت منحنی‏‌های ایزوپلت برای آخرین نهشته‏‌های ریزشی سبلان

 

شاخص انفجار آتشفشان: شاخص انفجار آتشفشان برپایة حجم تفرای پدیدآمده در هنگام فوران آتشفشان به‌دست آورده می‏‌شود. Newhall و Self (1982) شاخص انفجاری آتشفشان (Volcanic Explosivity Index) (جدول 4) را مشخص کرده‏‌اند و برپایة جدول 4، درجات انفجاری از صفر تا هشت متغیر است. درجة صفر نشان‌دهندة فعالیت کمابیش کم‌خطر آتشفشان (بی انفجار) و درجة هشت، فوران انفجاری بزرگ و سهمناکی است که پرتابه ریزشی آن در همة نقاط زمین دیده می‏‌شود (مانند: انفجار 1883 کوه کراکانوآ در جاوه).

 

 

جدول 4- درجه‏‌بندی شدت فوران آتشفشانی برگرفته از Newhall و Self (1982)

VEI

تشریح

ارتفاع ستون فوران

مقدار مواد خارج شده

رده‏‌بندی

0

بدون انفجار

<100 متر

>104 متر مکعب

هاوایی

1

ضعیف

100 - 1000 متر

104 - 106متر مکعب

هاوایی/ استرومبولی

2

معتدل

1 - 5 کیلومتر

106- 107 متر مکعب

استرومبولی/ ولکانو

3

متوسط

3 - 15 کیلومتر

107 - 108متر مکعب

ولکانو/ پله

4

بزرگ

10 - 25 کیلومتر

108 - 109متر مکعب

پله/ پلینی

5

خیلی بزرگ

<25 کیلومتر

109 - 1010متر مکعب

پلینی

6

-

<25 کیلومتر

1010 - 1011متر مکعب

پلینی/ الترا پلینی

7

-

<25 کیلومتر

1011 - 1012متر مکعب

پلینی/ الترا پلینی

8

-

<25 کیلومتر

<1012متر مکعب

الترا پلینی

 

 

ازآنجایی‌که حجم تفرای به‌دست‌آمده برای نهشته‏‌های ریزشی سرعین برابربا 24/3 کیلومترمکعب به‌دست آمده است (109×24/3 متر مکعب)، شاخص انفجار آن برابربا 5 (شدت انفجار خیلی بزرگ) است. ازاین‌رو، فورانی از نوع پلینی با ستون فورانی به بلندای بیشتر از 25 کیلومتر داشته است.

این شاخص را می‌توان از راه سرعت فروافتادن (سقوط ذرات) یا قانون استوک نیز بررسی کرد:

V=CdÖdgα/β

که در آن Cd برابربا ضریب مقاومت هوا (054/1)، d برابربا قطر ذره، g نشان‌دهندة شتاب ثقل، α برابربا چگالی ذره و β برابربا چگالی اتمسفر هستند.

نتایج سرعت فروافتادن ذره‌ها در سبلان در جدول 5 آورده شده‌‌اند. همان‌گونه‌که دیده می‌شود مواد درشت‏‌تر (با چگالی یکسان)، سرعت فروافتادن نهایی بیشتری دارند (جدول 5). اکنون با به‌کاربردن اندازة تفراها و پراکندگی آنها مساحت درون منحنی‏‌های ایزوپلت (جدول 3) و بلندای ستون فوران به‏‌دست آورده می‌شود (شکل 7). همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود بلندای ستون فوران روی نمودار Carey و Sparks (1986) برابربا 22- 27 کیلومتر به‏‌دست آمد. این مقدار نشان دهندة یک ستون فوران پلینی با قدرت انفجار بسیار بزرگ است که درستی روش یادشده را نشان می‌دهد.

 

جدول 5- نتایج سرعت فروافتادن ذرات برپایة اندازة ذرات و پراکندگی آن در منحنی‏‌های ایزوپلت

V=CdÖdgα/β

 

اندازة قطعات تفرا (cm)

V=1.054Ö0.05*9.8*0.1/0.001225=7.77

5

V=1.054Ö0.025*9.8*0.1/0.001225=5.49

2.5

V=1.054Ö0.0125*9.8*0.1/0.0001225=3.88

1.25

V=1.054Ö0.00625*9.8*0.1/0.0001225=2.74

0.625

 

شکل 7- نمودار اندازه ذرات در برابر مساحت محصور در منحنی‏‌های ایزوپلت (Carey and Sparks, 1986) (شماره‌های روی منحنی ارتفاع ستون فوران برپایة کیلومتر هستند)

 

ب- ایگنیمبریت‏‌ها:

در کاوش‏‌های صحرایی انجام‌شده، به گونة دیگری از انواع نهشته‏‌های برجای‌مانده از آتشفشان سبلان به نام ایگنیمبریت نیز دست یافته‌ شد. ایگنیمبریت بررسی‌شده درون دره‏‌ای به‌نام شیروان‌دره، در 20 کیلومتری جنوب‌خاوری مشکین‌شهر و میان شهر لاهرود و آتشفشان سبلان جای دارد. درازای تقریبی این دره نزدیک به 30 کیلومتر و میانگین پهنای آن برابربا 5/2 کیلومتر است؛‌ اما ازآنجایی‌که ژرفای آن از نهشته‏‌های آذرآواری گوناگون انباشته شده است، قابل ارزیابی نیست. به‌ترتیب سنی، ابر سوزان سه مرحله‏‌ای، آذرآواری‏‌های دانه‌درشت، ایگنیمبریت و خاکسترهای ریزشی از نهشته‏‌های پرکنندة این دره به‌شمار می‌روند (2016Fahim Guilany et al., ) (شکل 8).

 

 

 

شکل 8- طرح نمادین از مواد سازند شیروان‌دره


 

 

بیرون‌زدگی این لایه ایگنیمبریتی راستای کمابیش شمالی– جنوبی دارد و با یک شیب ملایم و کمابیش افقی، با گسترش طولی نزدیک به 35 کیلومتر و پهنای نزدیک به 5/0 کیلومتر از شیروان‌دره تا روستای چپقان امتداد می‏‌یابد. دنبالة آن در زیر رسوب‌های عهد حاضر پنهان شده است (شکل 9). میانگیم ستبرای آن نزدیک به 30 متر است؛ اما در بلندترین نقطة آن تا 50 متر هم می‏‌رسد. با توجه به چگونگی پیدایش ایگنیمبریت‏‌ها، گمان می‌رود با فروریزش ستون فوران و حرکت آن در راستای شیروان‏‌دره، حجم بزرگی از پومیس و خاکستر و قطعات سنگی در راستای شمال به جنوب جابجا شده‌ و ایگنیمبریت شیروان‏‌دره را پدید آورده است.

 

 

 

شکل 9- A) بیرون‌زدگی ایگنیمبریت‏‌ها در روستای چپقان؛ B) حد نهایی بیرون‌زدگی ایگنیمبریت در روستای چپقان

 

 

همان‌گونه‌که در یک پهنة ایگنیمبریتی باید انتظار داشت، در سبلان سه بخش یک نهشته ایگنیمبریتی دیده می‌شوند (شکل 10):

- بخش موجی در قاعده که ستبرای چندانی ندارد و به سختی شناسایی می‌شود؛

- بخش میانی که ایگنیمبریت جوش‌خورده‌ای به ستبرای نزدیک به 26 متر است و قطعات لیتیک در قاعده این بخش و فیام در بخش میانی به‌خوبی شناسایی می‌شوند (شکل 10)؛

- بخش بالایی که به ستبرای نزدیک به 6 متر است و استحکام بالایی ندارد. این بخش را تنها از روی جنس و جهت‌یافتگی قطعات به بخش بالایی این پهنة ایگنیمبریتی نسبت می‌دهند (شکل 10).

 

سنگ‌نگاری

پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول و پیروکسن از فراوان‌ترین کانی‏‌های دیده‌شده در این ایگنیمبریت‏‌‏‌ها هستند. پلاژیوکلاز به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل و با اندازه‏‌های متوسط تا ریزبلور (میانگین اندازه: μm980؛ شکل 11- A) هستند. برخی از آنها به‌علت حالت انفجاری فوران دچار شکستگی شده‏‌اند و در زمینة سنگ‏‌های یادشده دیده می‏‌شوند (شکل 11- B). بیوتیت به‌صورت پولکی و تیغه‏‌ای با میانگین اندازة برابربا 1 تا 2 میلیمتر در زمینة سنگ پراکنده‏‌ است (شکل 11- C). این بیوتیت‏‌ها از دیدگاه ریخت‌شناسی نیمه‌شکل‌دار و تاب‌دار هستند (شکل 11- C) و گاه حاشیة کاملاً سوخته دارند. آمفیبول به‌صورت شکل‌دار تا بی‌شکل با میانگین اندازة برابربا μm850 و با فراوانی کمابیش متوسط دیده می‏‌شود (شکل 11- D). ترکش‏‌های شیشه‏‌ (Shard) (شکل 11- F) نیز به‌علت گرمای بسیار به حالت نیمه‌مذاب به‏‌هم جوش خورده‌اند و نوارهای قهوه‏‌ای تیره‏‌ای درازی را پدید آورده‌اند. این نوارها بلورها را دور زده و بافت جریانی اتاکسیتی را پدید آورده‏‌اند (شکل 11- E). در پی فشردگی وزن لایه‏‌های بالایی، ترکش‏‌های شیشه‏‌ای و پومیس‏‌های در حال حرکت طویل‏‌شدگی پیدا می‌کنند.

رنگ خمیره قهوه‏‌ای روشن است و دربردارندة پومیس‏‌های کشیده و شاردهای شیشه‏‌ای است. حالت جریان‌یافتگی در آنها به‌صورت نوارهای تیره و روشن بسیار نازکی دیده می‌شود که به طرز جالبی بلور‏‌ها را دور می‏‌زنند (شکل 11- E). فیام‏‌های درون خمیره نیز در راستای جریان دراز شده‏‌اند. همان‌گونه‌که در تصویرهای میکروسکوپی دیده می‏‌شود، ایگنیمبریت‏‌های منطقه بافت اتاکسیتیک روشنی از خود نشان می‏‌دهند (شکل 11- E).

 

 

 

شکل 10- ستون چینه‏‌شناسی نمادین از ایگنیمبریت سبلان

 

شکل 11- تصویرهای میکروسکوپی از ایگنیمبریت‏‌های سبلان. A، B) بلورهای پلاژیوکلاز در ایگنیمبریت‏‌های چپقان. به شاردهای شیشه‏‌ای و زمینة قهوه‏‌ای رنگ توجه شود؛ C) نمایی از بیوتیت کاملاً سوخته که جهت جریان شیشه را پیروی می‏‌کند؛ D) نمایی از آمفیبول شکل‌دار و ترکش‌های آتشفشانی؛ E) بافت اتاکسیتی، تناوب لایه‏‌های تیره و روشن شیشه زمینة یک سنگ که یک فنوکلاست پلاژیوکلاز را دور زده‌اند؛ F) نمایی از لیتیک زاویه‌دار (نام اختصاری کانی‌ها: Pl= پلاژیوکلاز؛ Bt= بیوتیت؛ Am= آمفیبول)

 

 

زمین‏‌شیمی

داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی از بخش‏‌های گوناگون ایگنیمبریت و همچنین، پومیس و خاکسترهای ریزشی سبلان در جدول 6 آورده شده‌اند. اساساً ایگنیمبریت‏‌ها ترکیب سیلیسی دارند و عموماً مقدار SiO2 در آنها از 65 درصدوزنی بیشتر است.

 

جدول 6- داده‏‌های تجزیة شیمیایی سه بخش ایگنیمبریت‏‌های سبلان (اکسیدها برپایة درصدوزنی، عنصرها برپایة ppm)

Upper Pumice Fall

Fall Upper Pumice

Poorly Welded

Intermediate

Intermediate

Intermediate

Highly Welded

Highly Welded

Sample Type

P2

P1

Sh2

Sh1- b

Sh1- a

Ch2

Ch1- b

Ch1- a

Sample No.

64.06

68.64

66.74

65.4

65.87

65.54

64.63

64.18

SiO2

15.68

15.45

15.61

15

15.77

16.09

15.83

15.91

Al2O3

3.48

3.06

3.03

3.69

3.05

3.32

3.19

3.24

Fe2O3

4.23

2.53

2.75

2.62

3.82

2.94

4.2

4.15

CaO

1.39

1.13

1.16

1.09

1.29

1.26

1.32

1.34

MgO

4.51

4.5

4.84

4.11

4.59

4.29

4.3

4.23

Na2O

2.95

2.93

3.49

4.68

3.38

3.1

3.23

3.24

K2O

0.56

0.5

0.48

0.7

0.51

0.48

0.5

0.5

TiO2

0.06

0.06

0.06

0.09

0.06

0.06

0.07

0.07

MnO

0.32

0.3

0.32

0.25

0.32

0.3

0.3

0.32

P2O5

 

 

0.05

1.32

1.17

2.39

2.3

2.33

LOI

651

705

678

721

719

647

710

684

Ba

6.6

6.4

6.5

7.3

7.1

6.6

6.5

6.4

Co

3.3

2.6

2.7

2.7

2.6

3.5

3.5

3.6

Cs

41

27

25

21

18

47

48

49

Cu

2.23

2.1

1.96

1.95

1.99

2.38

2.12

2.24

Dy

1.15

0.96

0.93

0.96

0.96

1.13

1.15

1.17

Er

1

0.95

0.94

0.99

1

1.04

1.03

1.09

Eu

2.7

2.88

2.55

2.7

2.6

3.05

2.9

2.87

Gd

2.01

2.22

2.17

2.4

2.33

2.01

1.98

1.95

Hf

0.1

0.1

0.13

0.11

0.1

0.17

0.15

0.16

Lu

22

18

17

26

33

14

14

13

Ni

6.6

6.23

6.17

6.3

6.43

6.79

6.7

6.69

Pr

71

60

53

61

62

77

78

78

Rb

0.7

0.8

1.2

07

0.6

0.7

08

0.8

Sn

773

782

796.7

818

849.5

728.2

742.1

738.6

Sr

0.43

0.4

0.36

0.41

0.4

0.46

0.44

0.43

Tb

16.3

15.8

14.47

15.2

14.31

16.6

16.5

16.54

Th

0.17

0.16

0.15

0.15

0.14

0.19

0.18

0.17

Tm

5.1

5.2

5.1

5.1

5.2

5.3

5.1

5.2

U

57

56

51

53

52

59

59

58

V

1.9

1.8

1.5

1.7

1.6

2.1

2

2.1

W

10.1

9.5

9

9.3

9.6

10.9

10.6

10.8

Y

0.8

0.7

0.7

0.8

0.8

0.9

0.9

0.9

Yb

49

51

48

53

57

45

41

37

Zn

66

81

85

86

98

64

66

61

Zr

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.0

<0.1

Ag

72

70

70

71

75

74

73

74

Ce

3.3

3.8

4.2

2.9

3

3.3

3

2.9

Mo

16

17

15.9

16.1

15.3

20.2

19

18

Nb

21.6

22.4

21.8

21.8

22.3

24.4

24

23.8

Nd

3.6

3.3

3.29

3.43

3.52

3.83

3.88

3.96

Sm

0.3

0.26

0.22

0.28

0.26

0.5

0.44

0.45

Tl

45

45

43

44

47

47

45

47

La

1.1

1.2

1.14

1.1

1.07

1.26

1.22

1.27

Ta

29323

28223

26639

29635

32003

28280

28345

28652

K

1148

1152

1163

1967

1205

1142

1161

1169

P

 


 

 

همانند همة سنگ‌های فلسیک، شیمی ایگنیمبریت‏‌ها نیز به برآیند کانی‏‌شناسی فنوکریست‏‌ها و به‌ویژه به میزان مقدار سدیم، پتاسیم، کلسیم و مقدار کمتری از آهن و منیزیم درون آنها وابسته است. برپایة رده‏‌بندی اتحادیه جهانی علوم‌زمین (IUGS)، ایگنیمبریت‏‌ها بیشتر ریولیتی و گاه داسیتی و به‌ندرت آندزیتی هستند (Le Bas et al., 1986). همان‌گونه‌که در نمودار رده‏‌بندی Winchester و Floyd (1977) دیده می‏‌شود، ایگنیمبریت‏‌های سبلان در محدودة ریوداسیت- داسیت جای می‏‌گیرند (شکل 12- A). همچنین، برای شناسایی سری ماگمایی، نمودار SiO2 در برابر مجموع آلکالی‏‌ها (شکل 12- B) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، نمونه‏‌ها در محدودة ساب‌آلکالن جای می‏‌گیرند. همچنین، در نمودار سیلیس در برابر K2O، سرشت کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا از خود نشان می‏‌‏‌دهند (شکل 12- C).


 

 

شکل 12- داده‌های تجزیة شیمیایی ایگنیمبریت‏‌ها روی نمودارهای: A) نمودار رده‏‌بندی Winchester و Floyd (1977)؛ B) نمودار رد‌ه‌بندی سری‏‌های ماگمایی (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)

 

 

بحث

آتشفشان‏‌‏‌ها بیشتر در نوع فوران متفاوت هستند. در واقع چه‌بسا ویژگی‌های فورانی یک آتشفشان از یک فوران تا فوران بعدی نیز متفاوت باشد. دو الگو برای شناخت نوع فوران‏‌های آتشفشانی پیشنهاد شده است:

- الگوی Walker (1973): با به‌کاربردن دو پارامتر F (درصد خردشدگی) و D (فاکتور پراکندگی)؛

- الگوی Pyle (1989): با به‌کاربردن پارامتر فاصلة ضخامت میانه (bt) و فاصلة قطر میانه (bc).

از دید بسیاری از پژوهشگران (Pyle, 1989; Francis, 1993; Bonadonna and Houghton, 2005; Connor and Connor, 2006)، کاربرد الگوی دوم گسترده‌تر و آسان‌تر از الگوی Walker (1973) است و کاربرد آن برتری دارد. در الگوی Walker (1973) فرض می‏‌شود که %F انعکاسی از خردشدگی کلی ماگماست؛ اما در عمل، مقدار %F بسیار تحت‌تأثیر فرایندهای ته‌نشست قرار می‏‌گیرد و ویژگی‌های نخستین ماگما را نشان نمی‌دهد. بررسی‌ها نشان داده‌اند فوران‏‌هایی هستند که درجة خردشدگی آنها بالاست و مواد ریز به بخش‌های دورتر منتقل شده‏‌اند. ازاین‌رو، کاربرد الگوی Pyle (1989) برپایة پارامترهای bc و btپیشنهاد می‏‌شود. به‌همین‌روی، در این نوشتار الگوی دوم بررسی شد. همان‌گونه‌که در نمودار bt دربرابر bc/bt (شکل 13) نشان داده شده است، مقدار bt برای آخرین نهشته‏‌های ریزشی سبلان (جدول 2) برابر است با 15/3 و مقدار bc آن برابربا 19/3 به‌دست آمد. بنابراین:   01/1 bc/bt=

 

شکل 13- نمودار bt دربرابر bc/bt (Pyle, 1989) (نوع فوران با نماد ستاره نشان داده شده است)

 

چنانچه پیشتر گفته شد، برپایة محاسبه‌های ریاضی، آخرین فعالیت انفجاری سبلان به‌صورت یک فوران پلینی با شاخص انفجار بزرگ بوده است. در این حالت، نخست یک ستون فوران پدید می‌آید که تا ارتفاع بسیاری (از 15 تا 40 کیلومتر) گسترش می‌یابد و به‌صورت یک چتر متوقف می‌شود. سپس به‌صورت جانبی گسترش می‌یابد و پومیس و خاکستر فراوان‌ترین مواد تفرایی ریزش‌‌کننده آن هستند. این نوع فوران‏‌ که قدرت انفجاری شدیدی دارد، ویژگیِ ماگماهای تکامل‌یافته (داسیت، ریولیت، فنولیت) است و بیشترین میزان مواد فرار را دارد. اما ارتباط میان نهشته‏‌های ریزشی پدیدآمده از فوران پلینی و نهشته‏‌های جریانی ایگنیمبریتی در سبلان چیست؟ به گفتة Gill و Thirlwall (2003)، پس از پیدایش یک ستون فوران، دو حالت برای ته‏‌نشست ذرات جامد از یک ستون فوران پلینی روی می‌دهد:

(1) در مراحل نخست فوران، ستون فوران - که داغ، شناور و سبک است و با فشار ممتد گاز به سوی بالا پرتاب می‏‌شود - به بیشترین ارتفاعش می‏‌رسد. کلاست‏‌های پومیس به‌صورت منفرد از ستون و چتر به‌سوی پایین ریزش می‌کنند، زمین را می‏‌پوشانند و یک نهشته ریزشی آذرآواری را پدید می‌آورند.

(2) به‌سوی راس فوران پلینی، مؤلفه‏‌های مختلفی (مانند: افزایش سرعت جریان توده، پهن‌تر‏‌شدن مجرا) باعث می‏‌شود که ستون فوران نسبت به هوای اطراف چگال‌تر شود و جریان همرفتی نتواند قطعات آواری را به حالت شناور نگه دارد؛ ازاین رو به زمین فرو می‌افتد. این فرایند را فروپاشی ستون فوران می‏‌نامند. با فروافتادن این ستون فوران، نهشته‏‌های جریانی آذرآواری (ایگنیمبریت) پدید می‌آیند.

اگرچه همه پژوهشگران پیدایش ایگنیمبریت‏‌ها از فروریزش یک ستون فوران پلینی را پذیرفته‌اند، اما Sparksو همکاران (1973) دربارة چگونگی پیدایش مذاب‏‌های ایگنیمبریتی از حالت دیگری یاد می‏‌کند که در آن، ماگمای با گازهای فراوان، بدون انفجار به‌صورت کف از دهانه آتشفشان بیرون می‌ریزد و به پیروی از شیب توپوگرافی جریان می‏‌یابد. در این حالت وجود گازها سیال‌بودن و قابلیت تحرک آنها را افزایش می‌دهد. پس از انجماد، سنگ حالت نواری پیدا می‌کند و ایگنیمبریت را پدید می‏‌آورد. البته پیدایش ایگنیمبریت‌های سبلان از این راه نبوده است، بلکه آنها در پی فروریزش ستون فوران پلینی پدید آمده‌اند؛‌ زیرا در مقطع شکل 9 در بخش زیرین واحد ایگنیمبریتی، لایه‏‌های لیتیک توفی هستند که انفجار شدید و پیدایش ستون فوران را نشان می‌دهند. پس از فروریزش، قطعات ریزشی، جوش ‌خورده‌اند و در امتداد شیب جریان یافته‏‌اند و پهنة ایگنیمبریتی در منطقه را پدید آورده‌اند.

برپایة داده‏‌های زمین‏‌شیمی پومیس‏‌های ریزشی (نمونه‏‌های P1 و P2) و ایگنیمبریت‏‌ها، ترکیب شیمیایی آنها بسیار به‌هم نزدیک است و در هر دوی آنها سدیم از پتاسیم بیشتر است و درصدوزنی SiO2 کمابیش با هم برابر است. ازاین نکته می‌توان دریافت که از دیدگاه خاستگاه، ایگنیمبریت‏‌ها از فروریزش همان ستون فوران ریزشی‏‌ها خاستگاه گرفته‌اند.

از عوامل مؤثر در تفسیر سنگ‌زایی سنگ‏‌ها، تعیین محیط زمین‏‌ساختی آنهاست. برای این کار، نمودارهای متمایزکننده‏‌ای به‌کار برده می‌شوند که بیشترشان برپایة عنصرهای فرعی و کمیاب هستند. برپایة نمودار متمایزکننده زمین‏‌ساختی Zr دربرابر Y، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة کمان‏‌های ماگمایی وابسته به پهنه‌های فرورانش جای گرفته‌اند (شکل 14- A). برای شناسایی کمان ماگمایی مرز فعال قاره‏‌ای از کمان ماگمایی جزیره‌های کمانی، نمودار پیشنهادیِ Pearce (1983) به‌کار برده شد. برپایة شکل 14- B، گمان می‌رود کمان ماگمایی سازندة سنگ‏‌های منطقه پیامد فرورانش پوسته‌ای اقیانوسی به زیر پوسته‌ای قاره‌ای بوده است. ازاین‌رو، برپایة ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی و همچنین، با درنظرگرفتن موقعیت زمانی و مکانی آتشفشان سبلان، گمان می‌رود این سنگ‏‌ها با ماگماتیسم ناشی از فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ورقة ایران در ارتباط هستند و در یک محیط کمان ماگمایی پدید آمده‌اند.


 

 

شکل 14- A) نمودار Zr دربرابر Yبرپایة pmm (Muller and Groves, 1977)؛ B) نمودار Zr دربرابر Zr/Y (Pearce, 1983)

 

 

در شکل 15- A، فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‏‌ها به ترکیب کندریت بهنجار (Nakamura, 1977) شده است. همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‏‌شود، الگوهای یکنواختی از غنی‌شدگی نمونه‏‌ها از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (از La تا Sm ) در مقایسه با عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) به‌چشم می‏‌خورد. غنی‏‌شدگی از عنصرهای LREE نسبت به عنصرهای HREE و مقدار کم TiO2، Zr و Nb، وابستگی این سنگ‏‌ها به سری‏‌های کالک‏‌آلکالن را نشان می‏‌دهند (Machado et al., 2005). در شکل 15- B، ترکیب شیمیایی ایگنیمبریت‏‌ها به ترکیب NMORB (Sun and McDonough, 1989) بهنجار شده است. این نمودار، الگوهای جالبی با خواص منفی Nb، P و Ti و پیک‏‌های مثبت K و Pb را نشان می‏‌دهد که از ویژگی‌‏‌های ماگماهای کمانی وابسته به پهنه‌های فرورانش هستند.


 

 

شکل 15- نمودارهای بهنجارشده عنصرهای خاکی کمیاب ایگنیمبریت‏‌ها به: A) ترکیب کندریت (Nakamura, 1977)؛ B) ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989)

 

 

برای شناسایی روند غنی‏‌شدگی عنصری نمونه‏‌ها در ارتباط با محیط‏‌های زمین‏‌ساختی، نمودار Nb/Y دربرابر Rb/Y به‌کار برده شد (Pearce, 1983) (شکل 16).

 

 

شکل 16- جایگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودارNb/Y  دربرابر Rb/Y از Pearce (1983)

 

در این نمودار، سنگ‏‌های بررسی‌شده در بالای خط Rb/Y=1 جای می‏‌گیرند. این نمودار نشان‏‌دهندة محیط‏‌های درون‌صفحه‏‌ای و فرورانشی غنی‏‌شده و یا آلودگی پوسته‏‌ای است. نمونه‏‌ها بیشتر با روند پهنة فرورانشی غنی‏‌شده یا آلودگی پوسته‏‌ای همخوانی دارند. نمودار Nb/Y دربرابر Th/Y نیز به شناسایی آلودگی خاستگاه و آلودگی پوسته کمک می‏‌کند (شکل 12). ماگمایی که با مؤلفه‏‌های فرورانشی یا پوسته‏‌ای آلوده شده‏‌اند، Th/Y بالاتری نسبت به Nb/Y دارند (Pearce, 1983).

 در شکل 17- A، ایگنیمبریت‏‌های سبلان در بالای خط Th/Nb=1 جای گرفته‏‌اند و مقدار Th/Y آنها بالاست. این نکته نشان می‏‌دهد ماگما تحت‌تأثیر سیال‌های مرتبط با فرورانش یا آلودگی پوسته بوده‌ است.

در سنگ‏‌های آتشفشانی وابسته به فرورانش، نسبت Ba/Nb بیشتر از 28 و 450Ba/Ta> است (Fitton et al., 1988). این نسبت‏‌ها برای ایگنیمبریت‏‌های سبلان به‌ترتیب برابربا 32 تا 47 و 513 تا 672 هستند. همچنین، نسبت بالاتر Th/Yb به Ta/Yb (شکل 17- B) نیز نشان‌دهندة اینست که خاستگاه با عوامل فرورانش یا اجزای پوسته آلوده شده است (Pearce, 1983; Wilson, 1989).


 

 

شکل 17- A) نمودار Nb/Y دربرابر Th/Y (Pearce, 1983)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb

 

 

نتیجه‌گیری

برپایة محاسبه‌های ریاضی در این مرحله، فوران از نوع پلینی با ستون انفجاری نزدیک به 25 کیلومتر بوده است و حجمی نزدیک به 5/3 کیلومترمکعب از نهشته‏‌های آذرآواری ریزشی از خود برجای گذاشته است. با توجه به پراکندگی این نهشته‏‌ها جهت باد در هنگام فوران از باختر به خاور بوده است. همچنین، شدت انفجار از نوع درجة پنجم یعنی بسیار بزرگ بوده است. ایگنیمبریت‏‌ها از نوع داسیتی تا ریوداسیتی با سرشت کالک‌آلکالن هستند و ویژگی‌های ماگماهای کمانی وابسته به پهنه‌های فرورانش را نشان می‏‌دهند. همچنین، داده‏‌های گوناگون زمین‏‌شیمیایی، نشان‏‌دهندة روند غنی‏‌شدگی این سنگ‏‌ها در همخوانی با پهنة فرورانش غنی‏‌شده و آلودگی پوسته‏‌ای هستند. همچنین، ترکیب شیمیایی ایگنیمبریت‏‌های سبلان با ترکیب نهشته‏‌های ریزشی‏‌های آخرین فعالیت انفجاری آن بسیار به‌هم نزدیک است و در هر دوی آنها سدیم بیشتر از پتاسیم است و درصدوزنی SiO2 کمابیش با هم برابر است. برپایة این نکته، ایگنیمبریت‏‌ها از دیدگاه خاستگاه، از فروریزش همان ستون فوران ریزشی‏‌ها خاستگاه گرفته‏‌اند.

 

 

Alberti, A. A., Comin-Charamonti, P., Sinigoi, S., Nicoletti, T. M. and Petrucciani, C. (1980) Neogen and Quaternary volcanism in Eastern Azerbaijan (Iran): Some K-Ar age determination and geodynamic implications. Rendiconti della Societa Italiana di Mineralogiae Petrologia 69: 216-225.

Bonadonna, C. and Houghton, B. (2005) Total grain size distribution and volume of tephra-fall deposits. Bulletin of Volcanology 67: 441-456.

Carey, S. N. and Sparks, R. S. J. (1986) Quantitative models of the fall-out and dispersal of tephra from volcanic eruption columns. Bulletin of Volcanology 48: 109–125.

Connor, L. J. and Connor, C. B. (2006) Inversion is the key to dispersion: understanding eruption dynamics by inverting tephra fallout. In: Statistics in Volcanology (Ed. Mader H. M., Coles, S. G., Connor, C. B. and Connor, L. J.) Special Publications of IAVCEI, 1. 231–242. Geological Society, London, UK.

Darvishzadeh, A. (2004) Volcanoes and Volcanic Facies. Tehran University Publication, Tehran, Iran (in Persian).

Dewey, J. F., Hempton, M. R., Kidd, W. S. F., Saroglu, F. and Şengör, A. M. C. (1986) Shortening of continental lithosphere: The neotectonics of Eastern Anatolia — a young collision zone. In: Collision Tectonics (Eds. Coward, M. and Ries, A.). Special Publication, 19: 3-36. Geological Society, London, UK.

Didon, J. and Gemain, Y. M. (1976) Le Sabalan, Volcan Plio-quaternair de l’Azerbaidjan oriental (Iran); etude geologique et petrographique de l’edifice et de son environnement regional. These de 3eme Cycle, University, Grenoble, France. 

Dilek, Y., Imamverdiyev, N. A. and Altunkaynak, S. (2009) Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: Collision induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review 143: 536-578.

Fahim Guilany, R. (2016) The pyroclastic deposits of Sabalan volcano. Ph. D. thesis, Geology Department, Research and Science Branch, Islamic Azad University, Tehran (in Persian). 

Fahim Guilany, R., Darvishzadeh, A. and Sheikhzakariaee, S. J. (2016) The Nuee Ardentes of Sabalan volcano in Iran. Open Journal of Geology 6: 1553-1566.

Fierstein, J. and Nathanson, M. (1992) Another look at the calculation of fallout tephra volumes. Bulletin of Volcanology 54: 156–167.

Fitton, J. G., James, D., Kempton, P. D., Ormerod, D. S. and Leeman, W. P. (1988) The role of the lithospheric mantle in the generation of late Cenozoic basic magmas in the western United States. Journal of Petrology, Special Lithosphere Issue 331-349.

Francis, P. (1993) Volcanoes: A planetary perspective. New York, Claredon Press.

Ghalamghash, J., Mousavi, S. Z., Hassanzadeh, J. and Schmitt, A. K. (2016) Geology, zircon geochronology and petrogenesis of Sabalan volcano (northwestern Iran). Journal of Volcanology and Geothermal Research 327: 192-207.

Gill, R. and Thirlwall, M. (2012) Tenerife, Canary Islands. London. Geologists Association Guide No. 49.

Houghton, B. F., Wilson, C. J. N., Pyle, D. M. (2000) Pyroclastic fall deposits. In: Encyclopaedia of Volcanoes (Ed. Sigurdsson, H.) 555-570. Academic Press, San Diego, CA.

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

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.

Machado, A., Lima, E. F., Chemale, J. F., Morta, D., Oteiza, O., Almeida, D. P. M., Figueiredo, A. M. G., Alexandre, F. M. and Urrutia, J. L.  (2005) Geochemistry constraints of Mesozoic-Cenozoic calc-alkaline magmatism in the South Shetland arc, Antarctica. Journal of South America Earth Sciences 18: 407-425.

Mousavi, G. (2013) The volcanology and petrology of Sabalan volcano, North West of Iran. Ph. D. Thesis, Geology Department, Research and Science Branch, Islamic Azad University. Tehran (in Persian). 

Muller, D. and Groves, D. L. (1997) Potassic igneous rock and associated gold-copper mineralization (Eds. Bhattacharji, S., Friedman, G. M., Neugebauerand, H. J. and Seilacher, A.). Lecture Notes in Earth Sciences 56.

Nakamura, N. (1977) Determination of REE, Ba, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochemica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.

Newhall, C. G. and Self, S. (1982) The Volcanic Explosivity Index (VEI) An Estimate of Explosive Magnitude for Historical Volcanism. Journal of Geophysical Research: Oceans, 87: 1231-1238.

Pearce, J. A. (1983) Role of sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Nurry, M. L.), Shiva, Nantwich 230-249.

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. 

Pirmohammadi Alishah, F., Ameri, A., Jahangiri, A., Mojtahedi, A., Keskin, M. (2012) Petrology andgeochemistry of volcanic rocks from the south of Tabriz (Sahand volcano). Iranian Journal of Petrology 9(1): 37-56 (in Persian).

Pyle, D. M. (1989) The thickness, volume and grain size of tephra fall deposits. Bulletin of Volcanology 51(1): 1–15.

Pyle, D. M. (1995) Mass and energy budgets of explosive volcanic eruptions. Geophysical Research Letters. 5: 563–566.

Şengör, A. M. C., Kidd, W. S. F. (1979) Post-collision tectonics of the Turkish and Iranian plateau and companions with Tibet. Tectonophysics 55(3): 261-376.

Shahbazi Shiran, H. and Shafaii Moghadam, H. (2014) Geochemistry and petrogenesis of the Sabalan Plio-Quaternary volcanic rocks: Implication for post-collisional magmatism. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 22(2): 27-68 (in Persian).

Sparks, R. S. J., Self, S. and Walker. G. P. L. (1973) Products of ignimbrite eruptions. Geology 11: 115-18.

Sparks, R. S. J., Wilson, L. and Sigurdsson, H. (1981) The pyroclastic deposits of the 1875 eruption of Askja, Iceland. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 299: 241-273.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special Publication 42(3): 313–345.

Suzuki, T. (1981) Thickness, Isopach area curve of tephra. Bulletin of the Volcanological Society of Japan 26: 9–23 (in Japanese)

Thorarinsson, S. (1954) The tephra fall from Hekla on March 29 1947. The eruption of Hekla 1947-1948 II/3: 1-68.

Walker, G. P. L. (1973) Explosive volcanic eruptions - a new classification scheme. Geologische Rundschau 62: 431-446.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: A global tectonic approach. Unwin Hyman, London, UK.

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