Geochemistry and Petrogenesis of volcanic rocks from the Arousan-e- Kaboudan (NE of Anarak)

Document Type : Original Article

Authors

Abstract

The volcanic complex of the (NE Nain) is part of Central Iran (Yazad block). This complex consists of intermediate to acidic volcanic rocks and includes dacite, trachyandesite, shoshonite and potassic trachybasalt Mineralogical characteristics such as chemical composition of clinopyroxene (diopside to augite), and high Mg number of biotites as well as geochemical ratios of Th/Yb, Ce/Yb, and Ta/Yb indicate that lavas are shoshonitic in nature. The lack of Eu anomaly is an indicative of high oxygen fugacity, a diagnostic feature of shoshonitic magmas. The pattern of rare earth elements and spider diagrams show LREE and LILE enrichment and HFSE (Ti, Ta, Nb) depletion which are the characteristics of subduction related magmas. Geochemical studies reveal that in addition to fractional crystallization, crustal contamination and magma mixing affected on the evolution of magma which has produced the volcanic rocks in the studied area.Based on the accomplished modeling, the source rock has possibly been a garnet amphibolite (including 0-10% garnet content) liable for generating the study volcanic rocks.

Keywords

Full Text

مقدمه

عروسان کبودان در 75 کیلومتری شمال‌شرق انارک (215 کیلومتری شمال‌شرق اصفهان) بین طول‌های جغرافیایی ْ54 الی َ30 ْ54 شرقی و عرض‌های جغرافیایی ‌‍‌ْ33 الی َ23 ‌‍‌ْ33 شمالی واقع شده است. این منطقه از دیدگاه ساختاری، بخشی از زون ایران مرکزی - بلوک یزد (Alavi, 1991) و زیر زون انارک-خور (Yakovenko et al., 1984) به‌شمار می‌رود (شکل‌های 1 و 2). فعالیت‌های آتشفشانی صورت‌گرفته در زمان ائوسن زیرین - میانی در بخش غربی ایران مرکزی، سبب ایجاد سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری‌های وابسته در ناحیه عروسان گردیده است. از نظر سنگ‌شناسی، سنگ‌های آتشفشانی مذکور علاوه بر سنگ‌‌‌ها‌ی اسیدی (داسیت)، انواع حدواسط (تراکی‌آندزیت، شوشونیت و تراکی‌بازالت پتاسیک) را نیز در بر می‌گیرد. اهمیت فعالیت‌های ماگمایی ائوسن ایران مرکزی از یک سو و فقدان اطلاعات ژئوشیمیایی از سنگ‌های منطقه خور از سوی دیگر، انگیزه اصلی انجام این پژوهش بوده است.

 

 

 

شکل 1- موقعیت منطقه مورد مطالعه در نقشه ساختاری ایران.

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی ساده‌شده منطقه براساس نقشه 100000/1 کبودان (Technoexport, 1984).

 


روش انجام پژوهش

در بررسی‌های صحرایی تعداد 150 نمونه برداشته شد که از بین آنها 85 نمونه جهت تهیة مقطع نازک و نازک- صیقلی انتخاب شدند. جهت آنالیز‌های ژئوشیمیایی 24 نمونه با کمترین میزان دگرسانی انتخاب گردید که سنجش عناصر اصلی در آنها با روش XRF و سنجش عناصر فرعی و نادر خاکی توسط دستگاه ICP-MS و INAA انجام شده است. از این میان آنالیز 7 نمونه به‌طور کامل در بخش علوم زمین دانشگاه کاردیف انگلیس و 17 نمونه در دانشگاه ناراتو ژاپن (جهت عناصر اصلی) صورت گرفته است. 17 نمونه آنالیز شده در ژاپن، جهت اندازه‌گیری عناصر فرعی و کمیاب در شرکت Act Lab کانادا با ICP-MS مدل Perkin-Elmer Elan 6000 آنالیز شده‌اند (نتایج این آنالیزها در جدول 1 آورده شده است). برای بررسی‌های دقیق کانی‌شناسی 7 نمونه از سنگ‌های آتشفشانی انتخاب شدند و با استفاده از دستگاه مایکروپروب، Jeol مدل JXA-8800R در دانشگاه Naruto ژاپن 132 نقطه مورد آنالیز قرار گرفت.آنالیزها در شرایط ولتاژ شتاب‌دهنده 15KV، شدت جریان 15nA و زمان شمارش 40 ثانیه انجام شده است.

 

 

جدول 1- آنالیز شیمیایی از سنگ‌های واحد‌های مختلف مجموعه آتشفشانی عروسان کبودان.

Sample

130

131

133

141

150a

150b

190

2

23

24

25

26

35

52

6

60

61

62

66

69

70

70a

73

96

SiO2

57.78

52.34

61.14

53.26

64.25

64.23

52.72

57.00

53.26

61.33

64.34

63.69

63.55

60.13

60.62

56.08

51.77

57.43

54.77

60.37

64.27

64.44

64.56

54.82

TiO2

0.72

1.08

0.56

1.05

0.39

0.34

0.93

0.61

0.91

0.54

0.42

0.49

0.54

0.50

0.41

0.69

0.81

0.63

0.92

0.60

0.36

0.41

0.39

0.64

Al2O3

16.89

15.52

17.20

15.51

15.53

16.18

14.67

12.86

15.24

15.58

15.10

14.62

15.05

18.76

14.79

15.57

15.22

15.61

15.18

15.25

15.36

15.43

15.43

18.90

Fe2O3*

5.68

9.06

4.60

8.67

3.09

2.99

8.32

5.09

7.94

4.87

3.60

3.93

4.89

4.20

3.56

6.33

7.73

5.81

7.41

5.10

3.22

3.54

3.29

6.03

MnO

0.13

0.26

0.11

0.13

0.04

0.03

0.14

0.07

0.13

0.10

0.06

0.09

0.09

0.07

0.07

0.10

0.14

0.10

0.13

0.12

0.06

0.07

0.05

0.10

MgO

1.99

3.61

2.05

3.64

1.56

1.95

5.87

6.74

5.09

2.96

1.90

2.96

2.21

2.11

4.02

4.31

5.52

3.90

4.49

3.77

2.11

2.44

2.33

3.86

CaO

5.37

7.71

3.57

5.94

4.14

5.22

7.95

6.77

7.22

4.19

3.93

4.95

3.18

4.04

4.31

5.61

6.61

5.12

6.78

4.10

2.98

3.63

3.43

5.40

Na2O

3.81

3.44

4.86

5.46

6.02

5.74

3.87

5.50

3.82

4.40

4.33

3.83

4.24

5.18

5.09

4.90

3.84

5.02

4.22

3.50

5.03

4.55

4.65

4.74

K2O

4.52

3.52

3.70

3.13

1.97

2.27

3.79

1.56

4.70

4.56

3.22

2.93

4.16

4.64

4.56

4.60

4.59

4.61

4.49

3.86

3.67

2.88

3.07

4.38

P2O5

0.27

0.53

0.31

0.52

0.15

0.14

0.67

0.66

0.61

0.37

0.19

0.21

0.22

0.35

0.26

0.55

0.73

0.48

0.55

0.28

0.18

0.18

0.17

0.58

LOI

2.60

2.70

1.65

2.40

2.70

0.70

0.80

2.90

0.83

0.82

2.60

2.10

1.50

0.02

1.80

1.04

2.80

1.12

0.93

2.70

2.40

2.20

2.40

0.85

Ba

666

616

797.5

500

1010

913.8

649

146

627

610

985

823

924

652.1

625

610

586.8

634

640

1106.9

637.5

927

1070

668

Rb

136

80

130.7

64

29

40.5

55

45

79

117

89

57

118

125.1

158

101

136.5

96

110

138.8

144.5

70

64

102.3

Sr

1230

821

821

711

1140

2007

1640

772

1510

1230

1030

996

1000

1659

742

1630

1494.1

1530

1290

1789.9

611

825

1240

1634

Tl

2.47

1.53

*

0.23

0.82

*

0.14

0.61

0.51

0.91

1.62

0.49

2.05

3

1.08

0.48

*

0.59

0.88

*

*

1.06

0.97

6.3

Ta

0.68

0.58

0.5

0.6

0.11

0.13

0.3

0.56

0.39

0.66

0.29

0.36

0.62

9.3

0.73

0.49

0.56

0.47

0.7

0.54

0.25

0.28

0.28

10.2

Nb

10.8

9.8

7.56

9.8

2.6

2.21

6.3

9.1

6.7

9.7

5.1

5.7

9.6

10.1

10.9

8.8

9.05

8.4

11.2

8.15

4.17

4.7

4.7

9.9

Hf

4.7

4.4

3.55

4.4

2.4

2.2

3.1

4

4.3

4.7

3

2.9

3.7

3.2

5.4

4.5

3.99

4.2

5

3.1

2.81

2.8

3

6

Zr

179

169

157.6

164

79

84.9

114

142

149

178

104

101

146

182.3

196

172

186.4

160

186

145.5

118.6

99

104

179.6

Y

22.8

26.3

14.7

24.5

5.4

5.7

20.4

16.1

19.2

16

10.5

11.2

16.4

*

16

17.3

20.2

15.9

19.3

14.4

9.2

8.9

9.4

*

Th

9.1

8.12

8.18

7.95

1.04

0.88

5.41

8.71

6.8

11.6

3.99

4.82

7.55

*

15.3

9.21

9.9

8.5

12.5

6.67

3.82

3.95

3.86

*

U

2.56

2.18

2.35

2.2

0.7

0.6

1.47

3.47

2.17

3.66

1.58

2.2

1.81

2.4

5.88

3.2

3.22

2.86

3.53

2.09

1.21

1.52

1.78

2.2

Cr

19

11

151

14

29

54

98

335

46

82

54

77

48

161.2

233

99

117

102

62

96.8

84.1

56

44

90

Ni

*

*

800.3

*

*

21.9

65

122

27

36

*

35

36

77.8

88

61

207.7

56

42

45.9

69.7

29

25

51.5

V

89

171

83.4

123

42

50.2

201

107

159

93

53

66

55

148.5

71

131

199.2

123

168

89.9

65.4

53

52

127.4

Cu

31

77

48.4

47

34

30.3

115

21

81

*

19

30

23

137.8

52

157

173.1

87

124

50.5

30.8

18

14

132.3

Pb

33

22

*

19

41

*

33

7

36

10

42

56

24

32.4

13

45

*

31

34

*

*

33

42

30.3

Zn

86

87

85

68

74

46.6

92

42

76

38

63

44

51

81.3

54

73

95.8

62

91

94.5

68.2

55

42

76.1

La

33.2

31.7

29.4

30.7

7.28

5.62

35.2

20.4

30.6

29.6

14.1

18.1

26.4

32.6

37

33.9

31.45

29.7

34.7

22.04

14.16

14.1

13.8

31.4

Ce

65.3

65.3

60.32

63.4

15.6

13.07

70.5

44.4

63.4

57.2

28.6

34.4

55.7

71.4

73.2

65.9

67.91

60.2

68.7

45.56

29.82

27.4

27.3

64.3

Pr

7.55

7.79

6.78

7.54

1.96

1.76

8.4

5.08

7.88

6.44

3.39

3.87

5.49

4.6

8.25

7.7

8.24

6.88

7.97

5.15

3.5

3.23

3.26

8.6

Nd

29.8

33.5

24.75

31.9

8.34

7.54

34.1

19.6

33.3

24.3

13.9

15.7

20.7

15.4

31

29.8

32.44

26.6

30.9

19.1

13.5

13.1

13.1

26.5

Sm

5.8

6.75

4.49

6.51

1.71

1.61

7.27

4.25

6.75

4.84

2.67

3.08

4.14

*

5.95

6.16

6.68

5.54

6.47

3.76

2.64

2.54

2.51

*

Eu

1.64

1.94

1.17

1.79

0.481

0.51

2.11

1.25

1.91

1.3

0.81

0.907

1.17

*

1.5

1.75

1.74

1.56

1.81

1.06

0.74

0.733

0.735

*

Gd

4.84

5.78

3.38

5.58

1.36

1.28

5.73

3.51

5.63

3.8

2.31

2.56

3.42

*

4.41

4.66

5.32

4.23

5.18

3.12

2.07

2.01

2.18

*

Tb

0.76

0.89

0.44

0.68

0.2

0.17

0.8

0.57

0.8

0.56

0.35

0.38

0.55

*

0.61

0.65

0.69

0.61

0.75

0.43

0.28

0.32

0.32

*

Dy

3.88

4.69

2.41

4.4

0.99

0.94

3.8

2.93

3.81

2.81

1.82

1.95

2.92

*

2.81

3.17

3.54

2.92

3.69

2.37

1.51

1.53

1.61

*

Ho

0.75

0.87

0.43

0.83

0.18

0.16

0.69

0.56

0.69

0.54

0.35

0.37

0.56

*

0.5

0.57

0.61

0.54

0.68

0.43

0.28

0.3

0.31

*

Er

2.29

2.57

1.36

2.48

0.5

0.49

1.91

1.62

1.99

1.55

1.05

1.12

1.64

*

1.51

1.64

1.78

1.49

1.91

1.35

0.85

0.89

0.9

*

Tm

0.351

0.38

0.21

0.366

0.071

0.08

0.266

0.239

0.293

0.24

0.157

0.169

0.24

*

0.224

0.237

0.27

0.207

0.279

0.21

0.13

0.138

0.138

*

Yb

2.21

2.32

1.38

2.39

0.46

0.48

1.71

1.51

1.79

1.59

0.99

1.13

1.53

*

1.47

1.49

1.68

1.39

1.78

1.35

0.86

0.9

0.9

*

Lu

0.329

0.35

0.22

0.333

0.072

0.07

0.243

0.212

0.261

0.233

0.149

0.168

0.228

*

0.218

0.219

0.26

0.209

0.264

0.22

0.14

0.135

0.136

*

Sr/Y

53.95

31.22

55.85

29.02

211.1

352.1

80.39

47.95

78.65

76.88

98.1

88.93

60.98

*

46.38

94.22

73.97

96.23

66.84

124.3

66.41

92.7

131.91

*


 


سنگ‌شناسی

رده‌بندی سنگ‌های آتشفشانی با استفاده از طبقه‌بندی شیمیایی IUGS (Le Maitre et al., 1989) انجام گردیده است که بر اساس آن واحد‌های سنگی در محدوده‌های داسیت، تراکی آندزیت، شوشونیت و تراکی‌بازالت پتاسیک قرار می‌گیرند (بهادران، 1386). بر این مبنا سنگ‌های منطقه را می‌توان به دو دسته اسیدی و حدواسط تقسیم کرد.

 

سنگ‌های اسیدی

 این سنگ‌ها در برگیرنده داسیت‌ها هستند که با بافت پرفیری در زمینه‌ای از شیشه و میکرولیت دیده می‌شوند. مهم‌ترین فنوکریست‌های آنها شامل پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کوارتز است. پلاژیوکلاز‌ها بر مبنای مطالعات الکترون‌مایکروپروب دارای زونینگ عادی و گاه نوسانی هستند (شکل 3). زونینگ نوسانی به اعتقاد بسیاری محققان محصول فرآیند اختلاط ماگمایی است (Haalsor, 1989; Perugini et al., 2005). در حاشیه بعضی از بلورها‌ی این کانی آثار خوردگی دیده می‌شود که می‌توان آنرا به تغییرات فشار و یا عدم تعادل شیمیایی فنوکریست‌ها با ماگمای سازنده در هنگام خروج گدازه نسبت داد (شلی، 1993). آمفیبول و بیوتیت در نمونه‌های مورد مطالعه اوپاسیتی شده‌اند و بلورهای کوارتز دارای خردگی خلیجی هستند.

 

سنگ‌های حدواسط- بازیک

این گروه شامل تراکی‌آندزیت، شوشونیت و تراکی‌بازالت پتاسیک هستند. بافت رایج در آنها میکرولیتی پرفیری، میکروگرانولار، گلومروپرفیری و ویتروفیری است. مهم‌ترین فنوکریست آنها کلینوپیروکسن‌های اسفنجی است. بافت اسفنجی در درشت‌بلورهای پیروکسن به‌واسطه انکلوزیون‌های فراوان آلکالی‌فلدسپار ایجاد شده است (شکل 4).

مطالعات SEM و مایکروپروب حاکی از وجود زونینگ عادی و گاه ناقص (Patchily Zonation) در آنها است. زونینگ ناقص در بلورهای کلینوپیروکسن در صورت همراه‌ بودن با سایر شواهد بافت‌های غیرتعادلی به‌عنوان نشانه‌ای از اختلاط ماگمایی در نظر گرفته می‌شود (Sakuyama, 1978; Pe–Piper, 1983). سایر کانی‌های مافیک شامل آمفیبول و بیوتیت با حاشیه سوخته است. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز با زونینگ عادی (با ابعادی از 1تا 15/1 میلیمتر) و سانیدین به‌عنوان کانی‌های فلسیک در متن سنگ حضور دارند.

 

 

شیمی ‌کانی‌ها

پیروکسن

پیروکسن به‌غیر از داسیت‌ها، در سایر واحد‌های سنگی منطقه مشاهده می‌شود. کلیه پیروکسن‌ها از نوع کلینوپیروکسن بوده وترکیب آنها در قلمرو پیروکسن‌های آهن- منیزیم-کلسیم قرار دارد (Morimoto et al., 1988). ترکیب شیمیایی آنها با توجه به مطالعات الکترون مایکروپروب (بهادران، 1368) در تراکی‌آندزیت‌ها و پتاسیم تراکی‌بازالت‌ها در حد سالیت و در شوشونیت‌ها از نوع دیوپسید - اوژیت است.

 

 

شکل 3- پلاژیوکلاز با زونینگ نوسانی در یک داسیت که متحمل دگرسانی سرسیتی شده است.

 

 

شکل 4- نمایی از یک بلور کلینوپیروکسن دارای بافت اسفنجی.

 

فلدسپار

فراوان‌ترین کانی موجود در سنگ‌های منطقه است که شامل پلاژیوکلاز و فلدسپار پتاسیم‌دار می‌شود. ترکیب پلاژیوکلاز‌ها در محدوده نسبتا گسترده‌ای از آلبیت تا آندزین در نوسان است. پلاژیوکلاز موجود در داسیت‌ها، در محدوده الیگوکلاز (An:18-19) و در برخی موارد تا آندزین است.

در تراکی‌آندزیت‌ها، حاشیه بلور با ترکیب (An~29) مشخص می‌شود و در مرکز بلور به An~32 می‌رسد. در شوشونیت‌ها فلدسپارها ترکیب آلکالی داشته واز آلبیت با خلوص بالا (An: 1-3%) و یا سانیدین (Or: 65-86%) تشکیل شده است.

 

آمفیبول

این کانی در کلیه واحد‌های سنگی ناحیه، به استثنای شوشونیت‌ها، حضور دارد. ترکیب عمومی آمفیبول‌ها از نوع کلسیک است (Leake et al., 1997). با توجه به بررسی‌های الکترون مایکروپروب ترکیب این کانی در داسیت‌ها و تراکی آندزیت‌ها از نوع هورنبلند هاستینگزیتی منیزیم‌دار است و در تراکی‌بازالت پتاسیک این ترکیب به‌سمت هاستینگزیت منیزیم‌دار تغییر می‌یابد.

 

میکا

ترکیب میکاهای موجود در سنگ‌های ناحیه با در نظر گرفتن داده‌های الکترون مایکروپروب، در دو گروه بیوتیت‌های غنی از تیتان و فلوگوپیت قرار می‌گیرد. بیوتیت‌های غنی از تیتان (درصد 3/5-5 :TiO2) که عدد منیزیم (Mg/Mg+Fe100) آنها 63- 45 است و عمدتاً در داسیت‌ها و تراکی‌آندزیت‌ها مشاهده شده‌اند.

فلوگوپیت‌ها با میزان تیتان پایین‌تر (3-7/1درصد) و عدد منیزیم بالاتر (86-73) در پتاسیم تراکی‌بازالت‌های دیده شده‌اند.

اندیس اشباع‌شدگی آلومینیم ASI (نسبت مولکولی Al2O3/CaO+Na2O+K2O) بیوتیت‌های ناحیه در تراکی‌آندزیت‌ها و پتاسیم تراکی‌بازالت‌ها پایین است (3/1-1/1) که این امر انعکاسی از اکتیویته پایین آلومینیم در ماگما تلقی می‌گردد (Helmy et al., 2004). در حالی‌که درجه اشباع‌شدگی آلومینیم در داسیت‌ها بالا است (1/2-9/1) که می‌تواند از محتوای پایین K2O داسیت‌ها ناشی شود.

با توجه به توانایی بیوتیت‌ها در تخمین میزان فوگاسیته اکسیژن ماگما از نمودار Wones و Eugster (1965) استفاده شده است. نمونه‌های پتاسیم تراکی بازالت و تراکی‌آندزیت بالاتر از بافر هماتیت- مگنتیت (خط HM) قرار گرفته‌اند (شکل 5). این امر بیانگر فوگاسیته بالای ناشی از اکسایش هنگام فوران است و سبب‌شده بخش اعظمFe2+ به Fe3+تبدیل شود (در مورد تراکی‌بازالت پتاسیک‌ فوگاسیته بسیار بالا بوده و تقریبا تمامی Fe2+ به Fe3+ تبدیل شده است).

 

 

شکل 5- تخمین فوگاسیته اکسیژن با استفاده از نمودار Wones و Eugster (1965) که حاکی از بالا بودن فوگاسیته اکسیژن ماگمای سازنده ناحیه است. علائم مربع، مثلث رو به بالا و مثلث رو به پایین، به‌ترتیب پتاسیم تراکی بازالت، تراکی‌آندزیت و داسیت می‌باشند.

 

بررسی ژئوشیمی و فرآیند‌های مؤثر در تحول ماگما

ترکیب شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی محدوده مورد بررسی در محدوده‌ای از سیلیس بین 56/64-13/52 در نوسان بوده و میانگین سیلیس موجود در این سنگ‌ها 82/56 است. مجموع عناصر آلکالن (Na2O+K2O) آنها بین96/8-76/6 است و میانگین TiO2 در سنگ‌های منطقه 034/0است، که حاکی از پایین بودن میزان تیتانیم آنهاست. میزان Al2O3 در این سنگ‌ها 16/14-9/18 است.

با توجه به روند خطی که در نمودار هارکر عناصر اصلی دیده می‌شود (شکل 6) می‌توان نتیجه گیری نمود که فرآیند تبلور بخشی در تکوین سنگ‌های ماگمایی منطقه نقش مهمی داشته است.

روند نزولی MgO، Fe2O3 و TiO2 به ترتیب به تبلور بخشی کلینوپیروکسن و اکسیدهای آهن و تیتان (ایلمنیت، اسفن) نسبت داده می‌شود. همچنین روند نزولی CaO و P2O5 نیز بیانگر تبلور پلاژیوکلاز و آپاتیت است. تغییرات مشاهده شده در میزان Al2O3 معمولا به جدایش پلاژیوکلاز نسبت داده می‌شود. رفتار هماهنگ Cr و Ni (شکل 7-الف) حاکی از مشارکت عناصر مذکور در ساختار کلینوپیروکسن است (Wilson, 1989)، همچنین همبستگی مثبت دو عنصر Zr و Y (شکل 7-ب) نشانه تبلور بخشی کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در سنگ‌های آتشفشانی ناحیه است(Atherton et al., 1985).

به منظور تعیین نقش فرایند‌های AFC در تحول سنگ‌های ماگمایی منطقه از نمودار تغییرات Zr/Nb در مقابل سیلیس استفاده نموده‌ایم (شکل 8). با توجه به دامنه محدود تغییرات Zr/Nb می‌توان اهمیت فرایند تبلور بخشی در سنگ‌های ماگمایی را نتیجه گرفت (Tankut et al., 1998).

از سوی دیگر با توجه به حساسیت عناصر Zr و Rb نسبت به فرایند آغشتگی پوسته‌ای (De Paolo, 1981) از نمودار تغییرات Zr/Rb در مقابل Rb استفاده شده است (شکل 9).

روند نزولی نمودار مذکور بیانگر مشارکت فرآیند آغشتگی پوسته‌ای در شکل گیری سنگ‌های آتشفشانی ناحیه عروسان است. در نمودارهای عنکبوتی که بر اساس داده‌های (Sun and McDonough, 1989) نسبت به گوشته اولیه بهنجار شده‌اند (شکل 10) تهی‌شدگی مشخصی از عناصر Nb، Ti و Ta و در سنگ‌های با
SiO2>60 تهی شدگی Th دیده می‌شود. از سوی دیگر سنگ‌های ناحیه غنی‌شدگی از عناصرLIL نظیر K و Sr نشان می‌دهند. همچنین در کلیه نمونه‌ها غنی‌شدگی مشخصی از Pb دیده می‌شود که آن را به آلایش پوسته‌ای نسبت داده‌اند.

تهی‌شدگی از عناصر HFSE و غنی‌شدگی از عناصر LILE از مشخصه‌های ماگماتیسم مربوط به زون‌های فرورانش است و از ویژگی‌های ماگماهای شوشونیتی شمرده می‌شود (Foley and Wheller, 1990; Saunders et al., 1980).

تهی‌شدگی TNT (i)، Nb و (Ta به جدایش کانی‌های تیتان‌دار (نظیر اسفن، ایلمنیت) مرتبط است. از سوی دیگر برخی از محققان نظیر Edwards و همکاران (1994) تهی‌شدگی مذکور را به بالا بودن فوگاسیته اکسیژن ماگماهای زون فرورانش مرتبط دانسته‌اند، زیرا در شرایطی که فوگاسیته اکسیژن بالا باشد، دمای بیشتری برای ذوب کانی‌های تیتانیم‌دار نیاز است.

همچنین به‌عقیده Ionov و Hofman (1995) آمفیبول یکی از کانی‌های مهمی است که در گوشته، میزبان Nb و Ta است و لذا شکل‌گیری آنومالی منفی مذکور توسط آمفیبول کنترل می‌گردد.

 

 

 

شکل6- نمایش نمودارهای هارکر اکسید‌های عناصر اصلی در برابر سیلیس برای سنگ‌های ناحیه مورد مطالعه، علائم n، p، uو q به ترتیب پتاسیم تراکی بازالت، تراکی آندزیت، شوشونیت و داسیت است.

 

شکل 7- الف) دیاگرام Cr در مقابل Ni. همبستگی مثبت عناصر مذکور نشانه شرکت آن‌ها در ساختار کلینوپیروکسن است (Wilson, 1989)،
ب) روند مثبت تغییرات Y در برابر Zr مبین تبلور هم‌زمان کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در سنگ‌های آتشفشانی ناحیه دارد (Atherton et al., 1985). علائم مشابه شکل 6 است.

 

   

شکل 8- نمودار تغییرات Zr/Nb در برابر SiO2 که حاکی از نقش موثر فرHیند تبلور بخشی در تحول سنگ‌های ماگمایی منطقه است (Tankut et al., 1998)، علایم مشابه شکل 6 است.

شکل 9- نسبت Zr/Rb در مقابل Rb بر اساس (De Paolo, 1981). روند نزولی حاکی از تاثیر آغشتگی پوسته‌ای در تکوین سنگ‌های آتشفشانی ناحیه است.

 

 

شواهد بافتی نظیر زونینگ نوسانی در پلاژیوکلازها، خردگی شیمیایی در حاشیه بلورهایی نظیر پلاژیوکلاز و کوارتز همچنین وجود زونینگ ناقص در کلینوپیروکسن‌ها می‌تواند مربوط به نقش اختلاط ماگمایی در تکوین ماگمای تشکیل دهنده سنگ‌های منطقه عروسان باشد. برای تعیین سرشت ماگمایی سنگ‌های ناحیه از نمودار K2O در مقابل SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976) استفاده شده است. در این نمودار (شکل 11) سنگ‌های بازیک در محدوده شوشونیت‌ها و غالب سنگ‌های اسیدی در محدوده کالک‌آلکالن پتاسیم بالا واقع شده‌اند. علاوه بر این در نمودار‌های Ce/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1982) و Th/Yb در مقابل Ta/Yb (Muller et al., 1992) غالب نمونه‌ها در محدوده شوشونیت قرار گرفته‌اند. برخی از نمونه‌های داسیتی درنمودار اخیر در قلمرو کالک‌آلکالن قرار گرفته‌اند (شکل 12).

 




الف

ب
   

 

شکل10- نمودارهای عنکبوتی بهنجار شده نسبت‌به گوشته اولیه بر اساس داده‌های (Sun and McDonough, 1989). الف) سنگ‌های با SiO2 کم‌تر از 60 درصد، ب) سنگ‌های با SiO2 بیش از 60 درصد.

 

 

از سوی دیگر ترکیب کانی شناسی سنگ‌های مورد مطالعه نظیر بالا بودن عدد منیزیم بیوتیت (با میانگین حدود 63) (طبق نظر Jiang et al,. 2002) و ترکیب کلینوپیروکسن‌ها که در محدوده سالیت اوژیت قرار دارد (بر اساس نظر Morrison, 1980) نیز موید ماهیت شوشونیتی این سنگ‌ها است. در عین حال بالا بودن فوگاسیته اکسیژن ماگمای سازنده سنگ‌های مذکور از مشخصات ماگماتیسم شوشونیتی است (Fowler, 1988).

همچنین نمودار‌های عنکبوتی که بر اساس داده‌های Pearce (1982) نسبت به MORB عادی‌سازی شده، ترسیم گردید و با سه نمونه از شوشونیت‌های مهم دنیا (فلات تبت، ریفت ریوگراند و ایالت رومان) مورد مقایسه قرار گرفت. همان‌گونه که در شکل 13 ملاحظه می‌شود الگوی کلی نمودار عنکبوتی ناحیه عروسان بسیار مشابه با فلات تبت است و آنومالی منفی Sr، Nb و Ti و آنومالی مثبت Ce، Rb و Zr در نمودار‌های مربوط به هر دو منطقه مشاهده می‌شود.

الگوی عناصر نادر خاکی که بر اساس داده‌های Nakamura (11974) نسبت به کندریت‌ها عادی‌سازی شده‌اند، غنی‌شدگی مشخصی از LREE نسبت به HREE را به نمایش می‌گذارند (شکل 14) که این نکته مبین نرخ پایین ذوب‌بخشی و در عین حال، حضور گارنت در پس‌مانده ذوب است.

 

شکل11- نمودار K2O-SiO2. سنگ‌های بازیک در محدوده شوشونیت‌ها و غالب داسیت‌ها در محدوده کالک‌آلکالن پتاسیم بالا قرار گرفته‌اند (Peccerillo and Taylor, 1976).

 

شکل 14- الگوهای عناصر نادر خاکی بهنجار شده بر اساس داده‌های ((Nakamura, 1974. (علائم مشابه شکل 6 است).

 

شکل مقعر الگو‌های مذکور به تفریق آمفیبول نسبت داده می‌شود (Alther et al., 2000)، زیرا تفریق این کانی منجر به افزایش نسبت La/Yb در مذاب می‌گردد. همچنین، الگوهای عناصر نادرخاکی فاقد آنومالی Eu است.

فقدان آنومالی Eu می‌تواند با بالا بودن فوگاسیته اکسیژن در سنگ‌های ناحیه مرتبط باشد. از سوی دیگر تبلور همزمان آمفیبول و پلاژیوکلاز در سنگ‌های اسیدی و تبلور هم‌زمان کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در سنگ‌های بازیک نیز می‌تواند سبب حذف آنومالی Eu شود، زیرا آمفیبول و کلینوپیروکسن دارای آنومالی منفی Eu و پلاژیوکلاز واجد آنومالی مثبت Eu است، حضور کانی‌های مذکور در کنار یکدیگر منجر به تعدیل آنومالی  Euخواهد شد (Martin, 1999).

 

 

الف

ب
 

 

 

شکل 12- نمودار‌های تعیین سرشت ماگمایی با استفاده از نسبت عناصر غیر متحرک. الف) نسبت Ce/Yb در برابر نسبت Ta/Yb

(Pearce, 1982). ب) نسبت Th/Yb در مقابل Ta/Yb (Muller et al., 1992). غالب نمونه‌ها در قلمرو شوشونیت‌ها واقع شده‌اند.

 


تعیین جایگاه تکتونیکی

به‌طور کلی شوشونیت‌ها در حاشیه ورقه‌های همگرا، در قوس‌های بالغ (Morrison, 1980) و نیز در قوس‌های ماگمایی که در مراحل آغازین فعالیت (Stern et al., 1988) هستند، تشکیل می‌شوند. همچنین شوشونیت‌ها در محیط‌های کششی پشت قوس (Bonadiman et al., 1994; Lange et al., 1993) و نواحی پس از تصادم (Wenzel et al., 1997) و نیز زون‌های ریفتی به وجود می‌آیند. تصور کلی بر این است که بخش عمده سنگ‌های پتاسیم‌دار از ذوب‌بخشی گوشته لیتوسفر قاره‌ای حاوی یک مجموعه کانی‌شناسی آب‌دار ایجاد شده‌اند. گوشته مذکور توسط سیالات یا مذاب‌های مشتق از قطعه فرورانده در طی فرورانش تحول یافته و این امر به پایداری فلوگوپیت یا هورنبلند منجر می‌گردد (Turner et al., 1996).

 

 

 

شکل 13- نمودار‌های عنکبوتی عادی‌سازی‌شده نسبت‌به MORB (Pearce, 1982) مربوط به ناحیه مورد مطالعه و مقایسه آن با شوشونیت‌های ایالت رومان، ریفت ریوگراند و فلات تبت (Alici, 1998).

 

 

جهت تعیین موقعیت تکتونوماگمایی گدازه‌های ناحیه از نمودارهای Zr-Y (Le Maitre et al., 1989) و TiO2-Al2O3 (Muller and Groves, 1997) استفاده شده (شکل 15) که نشانگر یک محیط تکتونیکی وابسته به قوس‌های ماگمایی برای سنگ‌های منطقه است. همچنین برای تعیین جایگاه تکتونیکی سنگ‌های پتاسیک ناحیه از نمودار‌های Pearce (1984) استفاده شده است. این نمودار معمولاً برای تفکیک محیط تکتونیکی گرانیتوئید‌ها به‌کار می‌رود اما می‌توان از آن برای تمایز محیط تکتونیکی سنگ‌های آتشفشانی اسیدی تا حدواسط نیز استفاده کرد (رولینسون، 1992). لذا در این قسمت با به‌کارگیری نمودار‌های مذکور، به تعیین خاستگاه تکتونیکی نمونه‌های با سیلیس بیش از 60% (تراکی‌آندزیت‌ها و داسیت‌ها) اقدام شده است. بر این اساس نمونه‌ها در محدوده VAG که در واقع سنگ‌های مرتبط با قوس‌های ماگمایی مرتبط با فرورانش است، واقع شده‌اند (شکل 16). به منظور آگاهی از ترکیب کانی شناسی سنگ منشا مدل‌سازی رقومی بر اساس داده‌های مربوط به E-MORB از Sun and McDonough (1989) و ضرایب توزیع La و Yb از Klein و همکاران (1997)، Westrenen Van و همکاران (2001) و Barth و همکاران (2002) انجام شده است. در این مدل‌سازی چهار مدل زیر در نظر گرفته شده است:

1- اکلوژیت با 20 % آمفیبول،30% گارنت، 50%کلینوپیروکسن،

2- آمفیبولیت گارنت‌دار واجد 10% گارنت،

3- آمفیبولیت گارنت‌دار با 5% گارنت،

4- آمفیبولیت فاقد گارنت.

مدل‌سازی ژئوشیمیایی ذوب دسته‌ای برای سنگ‌های ناحیه حاکی از نرخ پایین ذوب‌بخشی یک آمفیبولیت گارنت‌دار (صفر تا ده درصد گارنت) و تفاله ذوب فاقد پلاژیوکلاز وحاوی گارنت است (شکل 17). از سوی دیگر نسبت Sr/Y بیش از 40 و (La/Yb)CN بین 9-16 (جدول 1) تائید دیگری بر ذوب‌بخشی سنگ منشأ آمفیبولیتی است که گارنت در آن جزو پس‌مانده ذوب بوده و بخش اعظم پلاژیوکلاز سنگ وارد فاز مذاب شده است (Drummond and Defant, 1990; Whalen et al., 2006).

 

 

الف

ب
   

شکل 15- الف) نمودار Zr-Y (Le Maitre et al., 1989)، ب) TiO2-Al2O3 (Muller and Groves, 1997)، نشانگر محیط تکتونیکی وابسته به قوس هستند.

 

الف

ب
   

شکل 16- نمودار تمایز محیط‌های تکتونیکی (Pearce, 1984). الف) نمودار Rb در برابر Yb+Ta، ب) نمودار Yb – Ta VAG)، ORG، WPG، (Syn–COLG به‌ترتیب معرف گرانیتوئیدهای هم‌زمان با تصادم، مرتبط با درون ورقه، پشته‌های اقیانوسی و مرتبط با قوس ماگمایی‌اند). علائم =و p به‌ترتیب داسیت و تراکی‌آندزیت هستند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


 

شکل17- مدل‌سازی رقومی بر اساس داده‌های مربوط به E-MORB (Sun and McDonough, 1989) و ضرایب انتشار La و Yb از Klein و همکاران (1997)، Van Westrenen و همکاران (2001) و Barth و همکاران (2002)، بر این اساس سنگ منشأ یک آمفیبولیت با صفر تا ده درصد گارنت است.

 

 

 

نتایج

ترکیب سنگ‌های آتشفشانی منطقه عروسان کبودان طیفی از سنگ‌های بازیک- حدواسط تا اسیدی را در بر می‌گیرد و شامل سنگ‌های پتاسیم‌تراکی‌بازالت و شونیت، تراکی‌آندزیت، و داسیت است.

این سنگ‌ها غنی از عناصر آلکالن بوده و میانگین K2O+Na2O در آنها 59/7 است. روند‌های خطی مشاهده‌شده در نمودار‌های‌ هارکر عناصر اصلی، بیانگر نقش مهم تبلور بخشی در شکل‌گیری گدازه‌های منطقه است.

روند نزولی در نمودار Zr/Rb در برابر Rb و همچنین غنی‌شدگی مشخص سرب در نمودار عنکبوتی مبین آن است که علاوه بر تبلور بخشی فرآیند آغشتگی پوسته‌ای نیز در تکوین سنگ‌های منطقه مؤثر بوده است.

ضمناً برخی شواهد بافتی مؤید فرایند اختلاط ماگمایی در ناحیه است. ماهیت شوشونیتی سنگ‌های منطقه به واسطه شواهد زیر قابل اثبات است:

الف) محتوای بالای K2O و بالا‌بودن نسبت‌های Ce/Yb، Th/Yb و Ta/Yb در سنگ‌های منطقه؛

ب) ترکیب کلینوپیروکسن‌های موجود در سنگ‌های منطقه، سالیت - اوژیت است؛

ج) بالا بودن عدد منیزیم در بیوتیت؛

د) پایین بودن میزان TiO2 درسنگ‌هایناحیه.

شواهد ژئوشیمیایی حاکی از آن است که سنگ‌های ماگمایی منطقه در یک قوس ماگمایی مرتبط با فرورانش که در حاشیه خرده قاره شرق ایران مرکزی تشکیل شده است، به‌وجود آمده‌اند (نمودار‌هایZr-Y و TiO2-Al2O3). در ضمن بالا بودن فوگاسیته اکسیژن در ماگمای سازنده سنگ‌های ناحیه و نیز غنی‌بودن سنگ‌ها از LREE، LILE و تهی‌شدگی HFSE، ویژگی‌های مهم ماگما‌های شوشونیتی و شاخص ماگماتیسم مرتبط با زون فرورانش است. الگوی متصور برای سنگ منشأ می‌تواند یک آمفیبولیت گارنت‌دار (صفر تا ده درصد گارنت) باشد.

References

منابع
احمدیان، ج. (1389) پترولوژی و ژئوشیمی توده نفوذی کال‌کافی (شرق انارک) با نگرشی بر دگرسانی و کانی‌سازی مس (مولیبدن – طلا) مرتبط با آن. پایان‌نامه دکتری پترولوژی (در دست تدوین)، دانشگاه تربیت مدرس، ایران.
بهادران، ن. (1386) پترولوژی و ژئوشیمی سنگ‌های ولکانیک منطقه غرب عروسان کبودان (جنوب چوپانان- شمال‌شرق اصفهان). پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد پترولوژی، گروه زمین‌شناسی دانشگاه اصفهان، ایران.
شلی، د. (1993) بررسی میکروسکوپی سنگ‌های آذرین و دگرگونی. ترجمة آسیابانهای رضایی، ع. انتشارات دانشگاه بین‌المللی امام خمینی، تهران.
Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the paleo – Tethys remnants in northeastern Iran .Geological Society of America Bulletin 103: 983 – 992.
Alici, P., Temel, A., Gourgaud, A., Kieffer G. and Gundogdu, M.N. (1998) Petrology and geochemistry of potassic rocks in the Golcuk area (Isparta, SW Turkey): genesis of enriched alkaline magmas. JVG 85:423-446.
Atherton N. P. and Sanderson, L.M. (1985) Magmatism at a Plate Edge: The Peruvian Ands. Blackie, Glascow.
Barth, M.G., Foley, S.F. and Horn, I. (2002) Partial melting in Archean subduction zones: constraints from experimentally determined trace elements partition coefficients between ecologitic material and tonalitic melts under upper mantle conditions. Precambrian Research 113: 323-340.
Defant, M. J. and Drummond, M.S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662-665.
De Paolo, D. J. (1981) Trace element and isotopic effects of combined wallrock assimilation and fractional crystallization:. Earth and Planetary Science Letters 53: 189-202.
Foley, S.F. and Wheller, G.E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signature of island arc volcanic rocks and continental potassic igneous rocks: The role of titanites. Chemical Geology85: 1-18.
Fowler, M.B. (1988) Achuaine hybrid appinite pipes: evidence for mantle derived stoichiometric parent magmas in Caledonian granite genesis. Geology 16: 1026-1030.
V/O “Technoexport” (1984) Geological maps of Khur (1/250,000), Kabudan (1/100,000). Geological Servey of Iran.
Halsor, S.P. (1989) Large glass inclusions in plagioclase phenocrysts and their bearing on the origin of mixed andesitic lavas at Toliman Volcano. Guatemala Bulletin of Volcanology 51: 271-280.
Helmy, H.M., Ahmed, A.F., El Mahallawi, M. M. and Ali, S. M. (2004) Pressure, temperature and oxygen fugacity conditions of calc-alkaline granitoids, Eastern Desert of Egypt,. and tectonic implications. Journal of African Earth Science 38: 255-268.
Ionov, D. A. and Hoffmann A. W. (1995) Nb–Ta-rich mantle amphiboles and micas; implication for subduction- related metasomatic trace element fractionations. Earth and Planetary Science Letters 131: 341–356
Jiang, Y. H., Jiang, S. Y., Ling, H. F., Zhou, X. R., Rui X. J. and Yang W. Z. (2002) Petrology and geochemistry of shoshonitic plutons from the western Kunlun orogenic belt, Xinjiang northwestern China: implications for granitoid geneses. Lithos 63: 165-187.
Klein, M., StoschH.G. and SeckH.A. (1997) Partitioning of high field-strenght and rare-earth element bet amphibole and quartz-dioritic melts:an experimental study. Chemical Geology 138:257-271.
Leake, B. E., Wolley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles, report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association commission on new minerals and mineral names. European Journal of Mineralogy 9: 623-651.
LeBas M. J., LeMaitre, 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.
Le Maitre R. W. (1989) A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms (IUGS): Recommendations of the lUGS Subcommission on the Systematics of igneous Rocks. Blackwell, Oxford.
Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F.A., Zussman, J. Akoi, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine 52: 535–55.
Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46: 411-429.
Morrison, G.W. (1980) Characteristics and tectonic setting of the shoshonite rock association. Lithos 13: 97-108.
Muller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D.I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic volcanic rocks from different tectonic settings: a pilot study. Mineralogy and Petrology 46: 259-289.
Muller, D. and Groves, D.I. (1997) Potassic Igneous rocks and associated gold-copper ineralization. Earth sciences 56: 238.
Muller. D. and Forrestal, P. (1998) The Shoshonite porphyry Cu-Au association at Bajo de la Alumbrera Catamarca Province. Argentina. Mineralogy and Petrology 64: 47-64
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. GeochimicalCosmichimica Acta 38: 757-775.
PearceJ.A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate margins. In: Andesites: Orogenic andesites and related rocks. Thorpe R. S. (Eds): Wiley 525-548.
Peccerillo, A., 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.
Pe-Piper, G. (1984) Zoned Pyroxenes from Shoshonite Lavas of Lesbos, Greece: Inferences concerning Shoshonite Petrogenesis. Journal of Petrology 25: 453-472.
Sakuyama, M. (1978) Evidence of magma mixing: petrological study of Shiroumaoike calc-alkaline andesite volcano, Japanese Journal of Volcano Geotherms 5:179-208.
Saunders, A.D., Tarncy, J. and Weaver, S.D. (1980) Transverse geochemical variations across the Antarctic peninsula: implications for the genesis of calc-alkaline magmas. Earth and Planetary Science Letters 6: 344-360.
Sun, S. S. and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A D. and Norry, M.J. (Eds.): Magmatism in Ocean Basins. Geological Society Special Publication London.
Tankut, A., Wilson, M. and Yihunie, T. (1998) Geochemistry and tectonic setting of Tertiary volcanism in the Guvem area, Anatolia, Turkey. Japanese Journal of Volcano Geotherms 85: 285-301.
Van Westrenen, W., Blundy, J.D. and Wood, B.J. (2001) High field strength element/rare earth element fractionation during partial melting in the presence of garnet: Implications for identification of mantle heterogeneities. G3: 2 DOI: 2000GC000133.
Whalen, J.B., McNicoll, V.J., Van Staal, C.R., Lissenberg, C.J., Longstaffe, F.J., Jenner, G. and Breeman, O. V. (2006) Spatial, temporal and geochemical characteristics of Silurian collision-zone magmatism, Newfoundland Appalachians: An example of a rapidly evolving magmatic system related to slab break off. Lithos 89: 377-404.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman.
Wones, D. R. and Eugster, H.P. (1965) Stability of biotite: experiment, theory, and application. American Mineralogist 50: 1228-1272.
Yakovenko, V., Chinakov, I., Kokorin, Y. and Krivyakin, B. (1981) Report on detailed geological prospecting in Anarak Area (Kal-e Kafi-Khoni Locality), V/O ”Technoexport” Moscow Report No.13.

Files

History

  • Receive Date: 14 June 2016
  • Revise Date: 07 November 2017
  • Accept Date: 14 June 2016

Share

How to cite

Statistics