Document Type : Original Article
Authors
Abstract
Keywords
مقدمه
محدوده مورد بررسی در 70 کیلومتری شمالشرقی شهرستان خرمآباد، 7 کیلومتری روستای کاسیان، در استان لرستان واقع شده است (شکل 1). ولکانیکهای بررسی شده در منطقه خُرد شده واقع در محل برخورد دو ایالت زمینساختی سنندج-سیرجان و زاگرس رورانده قرار دارند که تکامل زمینساختی آن به تبعیت از پهنه سنندج-سیرجان، مرتبط با زایش اقیانوس نئوتتیس و طی چهار مرحله انجام گرفته است (Mohajjel et al., 2003). ولکانیکهای منطقه کاسیان به صورت غیر همگون با سایر فعالیتهای ماگمایی منطقه، از دیرباز مد نظر زمینشناسان بوده است. با وجود این، ویژگیهای ژئوشیمیایی، خاستگاه ژئودینامیکی و کانهزایی این ولکانیکها کمتر بررسی شده است. بنابراین، در پژوهش حاضر، با دادههای زمینشیمیایی و سنگشناسی به تعیین محیط زمینساختی این ولکانیکها پرداخته شده است.
شکل 1- موقعیت جغرافیایی محدوده بررسی شده
زمینشناسی عمومی
محدوده مورد بررسی در نقشه 1:100000 بروجرد، از نظر ساختارهای زمینشناسی دارای سه منطقه است. یک واحد برجا و دو واحد نابرجا است که در زاگرس خُرد شده (رورانده) این ناحیه واقع شده است. واحد برجا که معمولاً زاگرس چینخورده است و دیگری منطقه نابرجا و بخش شمالشرقی که شامل: ایالت زمینساختی سنندج-سیرجان و توده نفوذی بروجرد و فرآوردههای وابسته به آن است. به دلیل قرارگیری این پهنه در لبه زاگرس و در نزدیکی محل برخورد دو پلیت ایرانی و عربی، تمامی واحدهای موجود دگرریخته بوده، روندهای دگرشکلی آن همسو با گسل رورانده زاگرس دیده میشود که در واقع، منطقه بررسی شده در این قسمت قرار دارد. منطقه خُرد شده، محل برخورد دو ایالت زمینساختی سنندج-سیرجان و زاگرس است. منطقه نابرجا از دو پیکره متفاوت تشکیل شده که یکی پیکره چغلوندی و دیگری واحد گرین است و منطقه بررسی شده در پیکره چغلوندی قرار دارد. واحد چغلوندی سنگهای نابرجای رسوبی-آتشفشانی هستند که بر روی نهشتههای میوسن رانده شدهاند. زمان نسبت داده شده به آنها به ترتیب ژوراسیک برای ولکانیکها و کرتاسه برای کربناتها و واحدهای وابسته به آن است (Hajmollaali et al., 1991) (شکل 2). در این منطقه و اطراف آن، ساختارهای مختلف زمینشناسی اعم از ولکانیسم، دگرگونی، ماگمایی و کوهزایی، تحت تأثیر چندین فاز زمینساختی قرار داشتهاند که از میان آنها، رویدادهای زمینساختی مرتبط با زمان مزوزوئیک، اهمیت بیشتری دارند. نخستین رویداد زمینساختی مزوزوئیک در پهنه سنندج-سیرجان که از آن به عنوان سیمیرین پیشین یاد میشود، در اواخر تریاس میانی رخ داده است. دومین رویداد زمینساختی، پیش از باژوسین بالایی (ژوراسیک بالایی) رخ داده که مانند رویداد نخست از نوع کوهزایی بوده و سیمیرین میانی نام گرفته است. این رویداد با ولکانیسم، چینخوردگی، جایگیری تودههای نفوذی و دگرگونی همراه بوده است (Ahmadi Khalaji, 2006). در شمال ولکانیکهای کاسیان، گرانیتهای بروجرد و سنگهای دگرگونی به فاصله نزدیک وجود دارد که جزیی از پهنه سنندج-سیرجان به حساب میآیند و به عقیده Berberian و King (1981) این بخش از پهنه سنندج-سیرجان بیش از نقاط دیگر تحت تأثیر عملکرد کوهزایی سیمرین قرار گرفته است به گونهای که در اواخر ژوراسیک، باعث دگرگونی شدیدی شده است. اگر چه، رویداد کوهزایی سیمرین پسین را به اواخر ژوراسیک نسبت میدهند، ولی پژوهشهای اخیر بیانگر حرکاتی است که طی ژوراسیک میانی در ایران رخ داده و باید خاطر نشان کرد که روی هم رفته، ایران در تمام ژوراسیک از آرامش برخوردار نبوده است (Berberian and King, 1981).
روش بررسی
برای دستیابی به اهداف این پژوهش که در قسمتهای قبل توضیح داده شد، پس از بررسیهای صحرایی و نمونهبرداری، 20 نمونه برداشت و از این میزان، 14 نمونه برای تهیه مقطع نازک، 12 نمونه برای تهیه مقاطع ضخیم و 7 نمونه برای انجام تحلیل XRD انتخاب و به کانساران بینالود ارسال شد. پس از پایان بررسیهای سنگشناسی، تعداد 9 نمونه سنگی برای بررسی عناصر اصلی و کمیاب به آزمایشگاه ACME کانادا فرستاده، نتایج حاصل از این تحلیلها با روش ICP-MS در جدول 1 آمدهاند.
سنگشناسی
بررسی ترکیب کانیشناسی سنگهای این منطقه نشان میدهد که این سنگها بیشتر از نوع آندزیت و آندزیتبازالت هستند (شکل 3 نمایی از رخنمون منطقه بررسیشده). بررسیهای سنگشناختی گدازههای آندزیتی و آندزیتبازالتی نشان میدهد که این سنگها دارای بافت پورفیریتیک، هیپوکریستالین پورفیریتیک و هیالوپورفیریتیک هستند. در مجموع، بافت پورفیریتیک در آنها گسترش بالاتری دارد، زیرا یکی از ویژگیهای سنگهای ولکانیکی جزایر کمانی بافت پورفیریتیک است (Siddiqui et al., 2010).
در برخی از مقاطع بررسی شده کلینوپیروکسنهای گدازههای آندزیتبازالتی مورد بررسی در حال تبدیل شدن به کانیهای ثانویه هستند. در این نمونه، بافت سنگ هیالومیکرولیتی پورفیریک است (شکل 4-A). فراوانترین کانی در آندزیت و آندزیتبازالتها پلاژیوکلاز است که در آنها ویژگیهایی مانند پهنهبندی، بافت غربالی و آثار خلیجخوردگی مشاهده میشود. بافت غربالی در برخی پلاژیوکلازها و کانیهای فلزی همراه آنها ممکن است به طور فراگیر در تمام بلور (شکل 4-B) مشاهده شود. برخی از پژوهشگران تشکیل بافت غربالی در پلاژیوکلازها را به افت سریع فشار (Nelson and Montana, 1992) آمیختگی ماگمایی و تغذیه مخزن ماگمایی ارتباط دادهاند (Tsuchiyama, 1985). مطابق شکل 4-C بلورهای پلاژیوکلاز با بافت گلومروپورفیری مشاهده میشود که نوعی بافت پورفیریتیک است که در آن فنوکریستها در یک قسمت از سنگ تجمع یافتهاند. این بافت به دلیل وجود اغتشاش در ماگما به وجود میآید. این مقطع تقریباً به طور کامل از بلورهای پلاژیوکلاز تشکیل شده است. در این سنگها درصد فنوکریستهای پلاژیوکلاز نسبت به کلینوپیروکسنها، افزایش چشمگیری دارد که نشان از یک ماگمای آندزیتی تفریق و تکامل یافته است. بلورهای این کانیها شکلدار تا نیمه شکلدار هستند.
|
شکل 2- نقشه ایران و موقعیت واحدهای ساختاری اصلی (برگرفته از Stocklin و Setudinia (1972)). نقشه زمینشناسی منطقه بررسی شده، ساده شده نقشه 100000/1 بروجرد (Hajmollaali et al., 1991) |
شکل 3- رخنمون تودههای آتشفشانی، کاسیان (دید به سمت شرق) |
جدول 1- مقادیر عناصر اصلی (بر حسب درصد وزنی) و عناصر کمیاب (بر حسب ppm) در نمونههای بررسی شده
|
Sample No |
AK1A |
AK1B |
AK2A |
AK2B |
AK3 |
AK4 |
3CH |
4MD-6 |
5EK-7 |
|
Type |
Andesite |
Andesite Basaltic |
Andesite Basaltic |
Andesite |
Andesite |
Andesite |
Andesite Basaltic |
Andesite |
Andesite Basaltic |
|
Major oxide (wt%) |
|||||||||
|
SiO2 |
50.57 |
61 |
53.42 |
67.91 |
60.08 |
61.77 |
52.26 |
55.16 |
43.42 |
|
Al2O3 |
16.16 |
15.71 |
15.95 |
15.49 |
14.9 |
14.63 |
16.33 |
16.04 |
16.34 |
|
Fe2O3 |
8.18 |
10.24 |
7.8 |
4.58 |
6.23 |
5.29 |
7.33 |
6.96 |
8.57 |
|
MgO |
4.12 |
1.69 |
2.09 |
0.48 |
2.02 |
2.02 |
3.39 |
2.63 |
2.44 |
|
CaO |
6.68 |
0.85 |
7.08 |
1.07 |
10.86 |
7.69 |
6.2 |
5.91 |
19.12 |
|
Na2O |
4.25 |
5.16 |
5.54 |
8.35 |
1.51 |
3.17 |
6.32 |
3.81 |
1.53 |
|
K2O |
0.82 |
0.65 |
0.58 |
0.36 |
0.05 |
0.41 |
0.14 |
0.56 |
1.05 |
|
TiO2 |
0.51 |
0.47 |
0.53 |
0.66 |
0.47 |
0.54 |
0.47 |
0.56 |
1.05 |
|
P2O5 |
0.1 |
0.11 |
0.1 |
0.16 |
0.1 |
0.1 |
0.06 |
0.15 |
0.14 |
|
MnO |
0.16 |
0.11 |
0.16 |
0.03 |
0.12 |
0.1 |
0.11 |
0.13 |
0.12 |
|
Cr2O3 |
0.025 |
0.022 |
0.01 |
0.051 |
0.008 |
0.04 |
0.041 |
0.003 |
0.37 |
|
FeO |
3.68 |
4.6 |
3.5 |
2.06 |
2.803 |
2.38 |
3.298 |
3.315 |
3.85 |
|
Mg# |
0.545 |
0.268 |
0.373 |
0.188 |
0.418 |
0.459 |
0.506 |
0.442 |
0.387 |
|
L.O.I |
8 |
3.9 |
6.6 |
0.8 |
3.5 |
4.1 |
7.2 |
8 |
7 |
|
Total (%) |
99.88 |
99.94 |
99.88 |
99.9 |
99.9 |
99.9 |
99.9 |
99.87 |
99.78 |
|
Trace elements (ppm) |
|||||||||
|
Ba |
73 |
56 |
87 |
57 |
12 |
111 |
50 |
368 |
2 |
|
Cs |
1.1 |
0.3 |
0.3 |
0.1 |
0.1 |
0.4 |
0.2 |
0.7 |
0.1 |
|
Ga |
13.8 |
11.7 |
12 |
17.2 |
10.7 |
10.2 |
12.9 |
15.5 |
17.4 |
|
Hf |
1.3 |
1.4 |
1.1 |
13.3 |
1.1 |
1.2 |
1 |
1.6 |
2.1 |
|
Nb |
1.4 |
1 |
1.7 |
14.7 |
1 |
1.4 |
1 |
3.7 |
2.7 |
|
Rb |
20.7 |
1.29 |
1.3 |
2.2 |
0.4 |
6.2 |
2.7 |
12.6 |
0.2 |
|
Sn |
1 |
1 |
1 |
3 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
|
Sr |
151.9 |
83.5 |
247.9 |
80.5 |
374.4 |
163.3 |
92.6 |
253.3 |
1113 |
|
Ta |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.9 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.3 |
0.2 |
|
Th |
0.4 |
0.7 |
0.6 |
6.5 |
0.7 |
0.6 |
0.7 |
2 |
0.5 |
|
U |
0.2 |
0.3 |
0.1 |
2 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.4 |
0.1 |
|
V |
191 |
161 |
208 |
34 |
183 |
174 |
194 |
113 |
212 |
|
Zr |
32.7 |
29.3 |
31.1 |
509.8 |
35.9 |
31 |
32.3 |
58.4 |
85.8 |
|
Y |
17.6 |
11.9 |
11.8 |
57.6 |
15.8 |
13.9 |
12.1 |
16.9 |
22.4 |
|
Rare earth elements (ppm) |
|||||||||
|
La |
2.6 |
2.4 |
3.8 |
24.6 |
3.1 |
2.6 |
2.7 |
7 |
4.3 |
|
Ce |
6.9 |
6.6 |
9.3 |
62.5 |
7 |
6.5 |
5.6 |
15.7 |
13 |
|
Pr |
1.09 |
0.93 |
1.1 |
7.98 |
1.04 |
0.9 |
0.86 |
1.09 |
1.87 |
|
Nd |
5.9 |
4.2 |
6 |
36 |
5.9 |
5.6 |
3.8 |
7.9 |
9.8 |
|
Sm |
1.7 |
1.2 |
1.5 |
7.64 |
1.49 |
1.35 |
1.23 |
1.96 |
2.82 |
|
Eu |
0.59 |
0.47 |
0.59 |
1.8 |
0.5 |
0.53 |
0.53 |
0.78 |
1.05 |
|
Gd |
2.34 |
1.64 |
1.78 |
8.3 |
2.02 |
1.89 |
1.83 |
2.73 |
3.6 |
|
Tb |
0.44 |
0.33 |
0.32 |
1.48 |
0.39 |
0.35 |
0.33 |
0.44 |
0.65 |
|
Dy |
2.81 |
1.89 |
2.07 |
9.1 |
2.4 |
2.2 |
2.2 |
2.63 |
3.82 |
|
Ho |
0.6 |
0.4 |
0.44 |
1.93 |
0.56 |
0.46 |
0.42 |
0.58 |
0.87 |
|
Er |
2.1 |
1.32 |
1.4 |
6.76 |
1.8 |
1.6 |
1.52 |
1.99 |
2.73 |
|
Tm |
0.3 |
0.18 |
0.2 |
0.99 |
0.27 |
0.23 |
0.21 |
0.31 |
0.41 |
|
Yb |
1.94 |
1.31 |
1.34 |
6.85 |
1.74 |
1.45 |
1.39 |
2.06 |
2.52 |
|
Lu |
0.31 |
0.21 |
0.2 |
1.05 |
0.27 |
0.22 |
0.23 |
0.32 |
0.38 |
Mg# = (MgO/MgO+Fe)
در آندزیتها، پیروکسنهایی با خوردگی خلیجی وجود دارد که بیانگر شرایط عدم تعادل محیط تشکیلدهنده آن است (شکل 4-D). بررسیهای پتروگرافی (شکل 5-A) نشاندهنده حضور کانیهای پلاژیوکلاز، فلدسپار پتاسیم، کلینوپیروکسن، کانیهای اپاک است. همچنین، در آندزیتبازالت (شکل 5-B) رشد کلریت و کلسیت بر اثر دگرسانی در کنار هم دیده میشود. پلاژیوکلازهای موجود در سنگ تا حدی سوسوریتی شده به نحوی که پلاژیوکلازها به کلسیت و کلریت تجزیه شدهاند. بررسی سنگشناختی روی سنگهای آندزیتی منطقه بررسی شده، بیانگر آن است که فرآیند تفریق در آنها انجام شده است. شیمی سنگهای مورد بررسی که به آن اشاره خواهد شد، به خوبی روند این تفریق و تکامل را بیان میکند.
|
شکل 4- A) کلینوپیروکسن دارای حاشیه واکنشی و در حال تبدیل شدن به کلریت است. بافت سنگ: هیالومیکرولیتی پورفیریک، B) کانی فلزی دارای بافت غربالی، کانی فلزی در زمینه است و کانیهایی مانند: پلاژیوکلاز و کلریت در زمینه آن دیده میشود، C) بلورهای پلاژیوکلاز با بافت گلومروپورفیری، D) بافت پورفیریتیک، خوردگی خلیجی در پیروکسن. (پلاژیوکلاز= Plg، پیروکسن= Py، کلینوپیروکسن= Cpx، کلریت= Chl، کلسیت= Cal، پتاسیم فلدسپار= Kf، کانیهای فلزی= Op، اکسید آهن= Fe-Oxi). |
|
|
شکل 5- A) بافت پورفیریتیک، رشد پلاژیوکلاز و پیروکسن، که در بعضی قسمتها تبدیل به کانیهای ثانویه شده است، B) بافت پورفیریتیک؛ رشد کلسیت و کلریت در کنار هم بر اثر دگرسانی. |
|
دگرسانی
گدازههای آندزیتی و آندزیتبازالت در تمام ناحیه گسترش دارند. از ویژگیهای آنها نسبت به سنگهای رسوبی منطقه، دگرسانی شدید تحت تأثیر آبهای جوی و فراوانی رگهها و رگچهها که توسط کلسیت، کلریت و کانیهای رُسی پُر شدهاند، است. افزون بر این، در خمیره سنگ، کلریت (حاصل از دگرسانی) نیز حضور داردکه به صورت ثانویه و بر اثر دگرسانی پیروکسن شکل گرفته است.
طی عملیات صحرایی و بررسیهای میکروسکوپی، دگرسانیهای منطقه به صورت زیر در ارتباط با کانیسازیهای سنگهای آندزیتی منطقه مشاهده میشود: دگرسانی سریسیتیک، پروپلیتیک، آرژیلیک.
دگرسانی سریسیتیک
دگرسانی سریستیک با شسته شدن سدیم وکلسیم از کانیهای آلومینوسیلیکاتی و منیزیمدار به وجود میآید (Beane and Titley, 1981). این دگرسانی با حضور کوارتز، سریسیت و پیریت و مقدار جزیی کائولن مشخص میشود. مقدار سریسیت در این پهنه از همه بیشتر است. رخنمونهای این دگرسانی در منطقه به رنگ زرد آجری دیده میشود. دلیل این امر، تبدیل پیریتهای این پهنه به لیمونیت است. در تشکیل و گسترش این پهنه دگرسانی، سیستم درزههای منطقه بسیار مؤثر بوده است. درزهها، مکانهای مناسبی برای حرکت محلولهای گرمابی ایجاد و این امر، سبب گسترش این پهنه دگرسانی شده است. در اغلب نمونهها، فلدسپارها به ویژه پلاژیوکلازها به طور بخشی به سریسیت تبدیل شدهاند (شکل 6).
دگرسانی پروپلیتیک
در هنگام ایجاد آلتراسیون پروپیلیتیک، معمولاً دمای محلول گرمابی پایینتر از آرژیلیک و pH بیشتر قلیایی است. در این دگرسانی، کانیهای مافیک به کلریت، کلسیت، پیریت و درشت بلورهای پلاژیوکلاز به سریسیت و کلریت تبدیل شدهاند. حضور نداشتن اپیدوت در پهنه پروپلیتیک منطقه، بیانگر شرایط احیایی محلول کانیساز است. کانی اصلی این پهنه، کلریت با بیرفرنژانس آبی است که از دگرسانی پیروکسن و کانیهای مافیک تشکیل شده و مقدار آن از 5 تا 20 درصد در بخشهای مختلف متغیر است. کلریت، علاوه بر متن سنگ، به صورت رگچهای و گاهی به همراه کلسیت مشاهده میشود.
دگرسانی آرژیلیک
دگرسانی آرژیلیک تحت تأثیر محلولهای گرمابی اولیه به وجود نمیآید و بیشتر در اثر فرآیندهای سوپرژن پدید میآید. در این دگرسانی، برخی کانیهای تشکیلدهنده سنگهای آندزیتی منطقه بررسی شده، به طور کامل به کانیهای رسی، هماتیت و لیمونیت تبدیل شدهاند. بر اساس تجزیههای XRD علاوه بر این کانیها، سیلیکاتهای ورقهای، به ویژه ایلیت تشکیل شده است (شکل 6).
شکل 6- رخنمونی از واحدهای آندزیتی در منطقه که تحت تأثیر دگرسانی سریسیتیک و آرژیلیک قرار گرفتهاند. دید به سمت شمالغرب (سریسیت: Ser، آرژلیک: Ar)
کانهزایی
بر اساس بررسیهای صحرایی، کانیشناختی و تحلیلهای XRD انجام گرفته، کانهسازی در منطقه کاسیان، به دو صورت درونزاد و برونزاد رخ داده است. در آندزیتهای بررسی شده، کانیسازی اولیه شامل دو فاز اکسیدی و سولفیدی است. کانیهای هماتیت، گوتیت و کوولیت، حاصل دگرسانی کانیهای مگنتیت، پیریت و کالکوپیریت است.
فاز اکسیدی
تنها کانی این فاز، مگنتیت است. در ابتدای مراحل کانیسازی به دلیل بالا بودن غلظت اکسیژن، فازهای اکسیدی از ماگما جدا شده است. مگنتیتهای منطقه، در نخستین فاز و تقریباً به صورت اتومورف و بافت تودهای و دانهای هستند و با رنگ خاکستری متمایل به سیاه دارای جلای فلزی و پراکنده در زمینه سیلیکاتی دیده میشوند (شکل 7-A).
فاز سولفیدی
کالکوپیریت (CuFeS2) از کانیهای سولفیدی مس به شمار میرود. کالکوپیریت به شکلهای نامنظم و پُر کننده فضاهای خالی، در شکستگیهایی که مگنتیت و پیریت است، حضور دارد. این کانی در مواردی به کوولیت تبدیل شده است (شکل 7-B). پیریت (FeS2) دارای سیستم تبلور مکعبی و از کانیهای سولفیدی آهن محسوب میشود. پیریت در مقاطع صیقلی بررسی شده، به شکل بلورهای کوچک، با حاشیه مدور و اغلب در پهنه دگرسانی سریسیتیک و رگچههای سولفیدی به همراه کانیهای باطله مشاهده میشود. پیریتها طی دگرسانی باعث تشکیل گوتیت شدهاند (شکل 7-C).
کانیسازی ثانویه
فرآیندهای غنیسازی ثانویه در آندزیتهای کاسیان، باعث تشکیل کانیهای ثانویه هماتیت، کوولیت و گوتیت شده است. هماتیت در بخشهایی که آندزیتها در سطح زمین رخنمون دارند و مگنتیت در معرض هوازدگی قرار گرفته، تشکیل شده است. تمامی هماتیتهای تشکیل شده در این منطقه از نوع ثانویه هستند و طی فرآیند مارتیتی شدن از اکسایش مگنتیت به وجود آمدهاند (شکل 7-D). گوتیت و کوولیت به ترتیب محصول دگرسانی مگنتیت، پیریت و کانیهای سولفیدی (کالکوپیریت) هستند.
ژئوشیمی
به منظور بررسی ویژگیهای ژئوشیمیای و فرآیندهای پترولوژیکی مربوط به سنگهای آتشفشانی کاسیان، از دادههای عناصر اصلی، فرعی و کمیاب استفاده شده است. برای نامگذاری سنگهای مورد بررسی، از عناصر کم تحرک مانند: Nb، P، Ti، Y و Zr که طی دگرسانی تغییر چندانی نمیکنند و قابل اعتمادتر هستند، استفاده شده است. برای تعیین سنگزایی و شناخت محیط تکتونوماگمایی، از نمودارهای چند عنصری استفاده شده است. به این منظور، از نمودار Zr/TiO2-Nb/Y ارائه شده توسط Winchester و Floyd (1977) نمونههای مورد بررسی در محدوده آندزیتبازالت، آندزیت و ریولیت (نمونه AK2B) قرار میگیرند (شکل 8).
شکل 7- A) مگنتیت اتومورف که از اطراف در حال تجزیه به دانههای ریز و پراکنده هماتیت است. B) کالکوپیریت که به صورت پراکنده دیده میشود. (C تشکیل پیریت به صورت رگچهای. در این رگچهها ابعاد پیریت از 10 میکرون تا 1 میلیمتر در نوسان است. (D فراوانی هماتیت، هماتیت حدود 3-4 درصد است که از تجزیه مگنتیت به وجود آمده است (مگنتیت= Mag، پیریت= Py، کالکوپیریت= Cpy، هماتیت= Hem).
شکل 8- نمودار نسبت Nb/Y به Zr/TiO2 از نمونههای بررسی شده (Winchester and Floyd, 1977).
عناصر اصلی
در شکل 9 نمودار تغییرات بعضی عناصر اصلی در مقابل SiO2 برای سنگهای آتشفشانی نمایش داده شده است. مقادیر عناصر اصلی (بر حسب درصد وزنی) سنگهای منطقه بررسی شده که با روش ICP-MS تحلیل شدهاند، در جدول 1 آورده شده است. میزان تغییرات SiO2 نمونهها از 42/43 تا 91/67 در نوسان است. نمونهها با توجه به نسبت Na2O/K2O>1 سرشت سدیک دارند. از نظر ژئوشیمی عناصر اصلی K2O و Na2O که هر دو جزو اکسیدهای عناصر ناسازگارند، به طور کلی، با افزایش سیلیس در نمودارها، روندی افزایشی از خود نشان میدهند. زیرا با پیشرفت تفریق مقدار آنها در مذاب باقیمانده افزایش مییابد تا در نهایت وارد ساختمان فلدسپارها میشوند. در نمودار K2O نسبت به SiO2 این روند افزایشی خیلی واضح نیست و نمونهها پراکندگی نشان میدهند. در حالی که، صعودی و منسجم بودن روند تغییرات سدیم نسبت به سیلیس به صورت کاملاً مشخص در شکل نمایان است. با توجه به بررسیهای Kelemen و همکاران (2004) میزان K2O بیشتر تحت تأثیر فرآیندهای جدایش ماگمایی است که ماگما در حین صعود، دچار آن شده است. از جمله این فرآیندها میتوان به تبلور بخشی، اختلاط ماگمایی و هضم اشاره نمود. به عبارت دیگر، میتوان گفت این فرآیندها موجب پراکندگی توزیع K2O شدهاند. این در حالی است که میزان Na2O خیلی کمتر تحت تأثیر این فرآیندها قرار میگیرد. Al2O3 با افزایش سیلیس روندی کاهشی نشان میدهد. روند کاهشی مقدار Al2O3 با SiO2 بیانگر تبلور هر چه بیشتر فلدسپارها در طول فرآیند تبلور ماگما است. CaO با افزایش SiO2 روندی کاهشی دارد. روند کاهشی CaO در سنگهای منطقه را مرتبط با تحول ترکیب پلاژیوکلازها از کلسیک به سدیک در حین تبلور ماگما میتوان نسبت داد که طی آن با تبلور پلاژیوکلازهای کلسیک در مراحل اولیه تبلور، میزان کلسیم ماگما رو به کاهش گذاشته و با ادامه روند تبلور، بلورهای آلبیت متبلور شدهاند (Morata and Aguirre, 2003). MgO با افزایش SiO2 روند کاهشی دارد، این امر میتواند نشانه تبلور کانیهای مافیک طی تبلور ماگما باشد (Gourgaud and Vincent, 2003). Fe2O3 نیز مانند MgO با افزایش میزان سیلیس، روند کاهشی دارد. دلیل آن، سازگار بودن عنصر Fe در طول جدایش ماگمایی است. این عنصر در طول جدایش در کانیهای مافیک همچون پیروکسن جای میگیرد. بنابراین، با افزایش میزان SiO2 در ماگما، Fe2O3 روندی کاهشی از خود نشان میدهد. به طور کلی، روند عناصر اصلی نسبت به SiO2 در نمودارهای هارکر بیانگر فرآیند جدایش از طریق تبلور بخشی است (شکل 9).
تعیین سری ماگمایی
برای تعیین و تشخیص سریهای ماگمایی از ترکیب شیمیایی سنگهای آذرین کمک گرفته میشود. سنگهای آتشفشانی منطقه بررسی شده بر اساس نمودار تمایزی SiO2-K2O (Rickwood, 1989) در میدان حدواسط و بازیک پتاسیک اندک قرار میگیرند که نشاندهنده این است که تودههای آتشفشانی مورد بررسی، آغشتگی زیادی با پوسته قارهای نداشتهاند (شکل 10-A) (Laznicka, 2006). میزان اندک تا متوسط پتاسیم در سنگهای آتشفشانی از ویژگیهای ترکیب تولهایتهای جزایر کمانی است (Siddiqui et al., 2010). طبق نمودارهای تمایزی، نمودار مثلثی AFM (Irvine and Baragar, 1971) نمودار Jensen (1976) و نمودار Zr/Y (Maclean and Barrett, 1993) نمونههای سنگهای آتشفشانی ناحیه مورد بررسی در میدان تولهایتی قرار میگیرند. نسب تولهایتی بودن که از ویژگیهای بارز جزایر کمانی است با دیاگرامهای متنوع تأیید شد (شکل 10-B، C، D). شایان ذکر است که تنها نمونه AK2B به دلیل متحمل شدگی دگرسانی شدید، رفتاری متمایز از سایر نمونهها نشان میدهد.
شکل 9- نمودار تغییرات میزان اکسیدهای اصلی نسبت به SiO2 برای سنگهای منطقه مورد بررسی، اکسیدها بر حسب درصد وزنی ترسیم شدهاند.
|
شکل 10- دیاگرامهای سری ماگمایی برای ولکانیکهای منطقه کاسیان. (A نمودار SiO2-K2O (Rickwood, 1989)، (B نمودار مثلثی AFM (Irvine and Baragar, 1971)، (C نمودار سنگهای آذرین بیرونی Jensen (1976)، (D نمودار Zr/Y (Maclean and Barrett, 1933). |
|
عناصر نادر خاکی (REE)
همانطور که در شکل 11- A و B مشاهده میشود، الگوی عناصر نادر خاکی نرمالیز شده به کندریت و گوشته اولیه برای آندزیتهای ناحیه بررسی شده دارای روندی تقریباً مسطح، بیانگر منشأ گوشتهای و مشابه روند موجود در الگوی عناصر REE برای بازالت و آندزیتبازالتهای جزایر قوسی است (Wilson, 1989). همچنان که مشاهده میشود، نمونه AK2B رفتاری متفاوت با سایر نمونهها نشان میدهد که ناشی از آلتراسیون شدید اثرگذار بر این نمونه است. با نمودارهای شکل 11 از لحاظ سری ماگمایی، میتوان مقایسهای بین سری تولهایتی و کالکآلکالن جزایر قوسی انجام داد. طبق این شکل، الگوی REE منطقه کاسیان تشابه زیادی به نمودارهای REE تولهایتی جزایر قوسی دارد. در سری کالکآلکالن به ویژه سری غنی از پتاسیم، غنیشدگی عناصر نادر خاکی سبک در مقایسه با سنگین بسیار زیاد است که دلیل آن وجود کانی گارنت در سنگ منشأ است. بنابراین، ماگمای کالکآلکالن در مقایسه با نوع تولهایتی از اعماق بیشتری منشأ گرفته و این موضوع، برای سنگهای بررسی شده در منطقه کاسیان، مشخصکننده عمق کم و خاص تشکیل ماگما است. فقدان بیهنجاری مشخص Eu در این نمودارها، نشانگر روند جدایش عادی ماگما و یا شرایط اکسایشی ماگمای تشکیلدهنده آنهاست (Rollinson, 1996). شکل 12 نمودار عناصر ردیاب (trace) بهنجار شده نسبت به مقادیر گوشته اولیه نشان داده شده است. همانطور که در این نمودار دیده میشود، غنیشدگی عناصر LILE مانند: U، Ba، Pb و Cs و نیز تهیشدگی عناصر HFSE مانند: Nb و Ti نشاندهنده ارتباط ولکانیسم منطقه با فرورانش است. تهیشدگی نسبی از Ce بیانگر این است که ماگمای به وجود آورنده این تودههای آتشفشانی با پوسته آلودگی نداشته است (Wilson, 1989). همچنین، تهیشدگی نسبی از Th نقش نداشتن رسوبات موجود بر روی پوسته اقیانوسی فرورونده در تولید ماگما را بیان میکند (Turner et al., 2006). از سوی دیگر، غنیشدگی LREEها نسبت به HREEها بیانگر منشأ فرورانشی و سنگهای مرتبط با کمان است Wilson, 1989)؛ Stolz et al., 1996؛ (Jahangiri, 2007.
جایگاه تکتونیکی
در نمودارهای مشخصکننده محیط تکتونیکی مطابق شکل 13 A)، B، C، (D نمونههای بررسی شده، در محدوده جزایر کمانی (IAT) واقع میشوند به استثنای دو نمونه AK2B و 5EK-7 که به دلیل دگرسان بودن، موقعیت و رفتاری متفاوت نسبت به سایر نمونهها نشان میدهند. برای شناخت و جدایش گوه گوشته و پوسته فرورونده و رسوبها از یکدیگر با بهکارگیری نسبتهای عناصر نادر Ta/Yb-Th/Yb دو نکته مد نظر قرار میگیرد (Pearce, 1983). نخست آنکه، با قرار دادن Yb در مخرج کسر برای هر دو محور قائم و افقی نمودار، اثرهای ذوب بخشی و تبلوربخشی در شکلگیری ماگما به حداقل میرسد و در مرحله دوم، استفاده از دو عنصر بسیار ناسازگار در صورت کسر برای هر دو محور قائم و افقی نمودار، میتوان نتایج خوبی را در مورد این که آیا سنگهای آتشفشانی بررسی شده به گوشته غنیشده و یا گوشته تهیشده مربوط هستند، ارائه داد.
شکل 11- A) نمودار عناصر REE نرمالیز شده با ترکیب کندریت، میانگین کندریتهای C1 (Evensen et al., 1978)، B) نمودار عناصر REE نرمالیز شده با ترکیب گوشته اولیه (McDonough et al., 1992).
شکل 12- نمودار عناصر ردیاب نرمالیز شده با گوشته اولیه (McDonough et al., 1992).
به طوری که ملاحظه میشود (شکل 13-B) نمونه سنگهای آندزیتی کاسیان تقریباً در گستره گوشته تهیشده به سمت غنیشده قرار میگیرند. مقادیر پایین Th در این تودههای آتشفشانی را مرتبط با آلوده نبودن منطقه با پوسته قارهای میتوان در نظر گرفت (پیکان C) و دوم آنکه، آلودگی اندکی از آبگونهای آزاد شده از پوسته اقیانوسی فرورونده (پیکان S) را به آن میتوان نسبت داد. به طور کلی، ماگماهای جزایر قوسی در مقایسه با حواشی فعال قارهای، درجات پایینتری از غنیشدگی عناصر کمیاب ناسازگار را نشان میدهند که خود بازتابی از آلوده نشدن با پوسته قارهای است. طبق نمودار Ti در مقابل V (Shervais, 1982) شکل 13-D تولهایتهای جزایر کمانی و پشتههای میان اقیانوسی از هم مجزا میشوند که بر اساس این نمودار سنگهای آتشفشانی بررسی شده در محدوده تولهایتهای قوسهای آتشفشانی قرار میگیرند. همچنین، یکی از نمونهها (آلتره AK2B) در محدوده آلکالیبازالتهای جزایر اقیانوسی قرار میگیرد. تفاوت دیگر تولهایتهای جزایر قوسی با پشتههای میان اقیانوسی، در مقدار پتاسیم آنها است. به طوری که تولهایتهای جزایر کمانی، پتاسیم کمتری نسبت به کف اقیانوس دارند (شکل 13-D).
مطابق دیاگرام Zr-Zr/Y از Pearce (1983) که تأکیدی بر دیاگرامهای قبلی است، محیطهای جزایر کمانی اقیانوسی از حاشیه فعال قارهای تفکیک میشوند. با توجه به ویژگیهای ژئوشیمیایی و همچنین، در نظر گرفتن موقعیت زمانی و مکانی سنگهای آتشفشانی کاسیان، به نظر میرسد این سنگها با ماگماتیسم ناشی از فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس در ارتباط و در یک محیط کمان ماگمایی (magmatic arc) تشکیل شدهاند. تقریباً بیشتر نمونهها در محدوده جزایر کمانی اقیانوسی قرار میگیرند (شکل 14). از نسبت عناصر کمیاب Zr/Y نیز برای تشخیص رژیم تکتونیکی میتوان استفاده کرد (Pearce and Norry, 1979). به این صورت که مقادیر
3< Zr/Y، به کمانهای آتشفشانی قارهای و مقادیر 3> Zr/Y، به کمانهای آتشفشانی اقیانوسی تعلق دارند. سنگهای آتشفشانی منطقه بررسی شده، دارای نسبت 3> Zr/Y هستند و در گروه قوسهای آتشفشانی اقیانوسی قرار میگیرد. بنابراین، محیط تکتنوماگمایی منطقه بررسی شده را میتوان جزو محیطهای کمانهای آتشفشانی اقیانوسی به شمار آورد. شایان ذکر است که دو نمونه AK2B و 5EK-7 که از رگههای کاملاً دگرسان، جهت کانهزایی منطقه برداشت شدهاند در این نمودار موقعیت و رفتاری متفاوت نسبت به سایر نمونهها نشان میدهند.
بر اساس نمودار Brown و همکاران (1984) که در آن نسبت لگاریتمی Rb/Zr نسبت به لگاریتم Nb آورده شده است سنگهای آندزیتی کاسیان در گستره کمانهای آتشفشانی جوان و نابالغ (immature arc) یا مراحل آغازین کمان آتشفشانی قرار میگیرند (شکل 15-A). در نمودار زمینساختی La/Yb نسبت به Th/Yb Condie, 1989)؛ (Erkül et al., 2008 نیز نمونههای بررسی شده در قلمرو کمانهای جوان و نابالغ قرار میگیرند (شکل 15-B). بر خلاف شباهتهای کمانهای ماگمایی در چگونگی ماگماتیسم، تفاوتهای سنگشناسی خاصی بین فرورانش به زیر پوسته اقیانوسی و فرورانش به زیر پوسته قارهای وجود دارد. کمانهای آتشفشانی که روی پوسته ضخیم فوران میکنند، دارای ویژگیهای مخصوص به خود هستند. از جمله این که: بیشتر سیلیسی و به ازای میزان مشخص SiO2، تحول یافتهتر هستند. همچنین، از عناصر LILE (به ویژه K، Ra، Rb، U و HREE) غنیترند. ماگماها در حواشی قارهای فعال از میزان SiO2 بیشتری برخوردار هستند و عموماً دارای ترکیبی آندزیتی-داسیتی و میزان پتاسیم بالاتری هستند. ولی ماگماهای جزایر قوسی بیشتر ترکیب آندزیتبازالتی دارند و دارای میزان پتاسیم کمتری هستند (Stern, 2002). با توجه به این امر، آندزیتهای کاسیان، همبستگی بالایی با جزایر قوسی آتشفشانی نشان میدهند.
|
شکل 13- دیاگرامهای تمایز محیط تکتونیکی متفاوت برای سنگهای آتشفشانی. A) نمودار Y/Nb-TiO2 (De Albuquerque, 1979)، B) نمودار تمایزی Ta/Yb-Th/Yb (Pearce, 1983). علایم اختصاری بیانگر: تأثیر فرآیندهای فرورانش (S)، آلودگی پوستهای (C)، ماگماتیسم درون ورقهای (W)، فرآیند بلوری (F)، C) نمودار تمایزی Ti-Zr (Pearce and Cann, 1973)، D) نمودار تمایزی V-Ti/1000 از Shervais (1982). |
|
شکل 14- نمودار Zr-Zr/Y برای نمونههای بررسی شده (Pearce, 1983).
شکل 15- A) نمودار Rb/Zr نسبت به Nb (Brown et al., 1984)، نمودار La/Yb نسبت به BTh/Yb Condie, 1989)؛Erkül et al., 2008). در هر دو نمودار اکثر نمونهها در مراحل آغازین کمان آتشفشانی قرار میگیرند.
نتیجهگیری
با توجه به آنچه بحث شد، میتوان دریافت که تودههای ولکانیکی کاسیان شامل آندزیت و آندزیتبازالت هستند. نمونههای بررسی شده بافت هیپوکریستالین-پورفیریتیک، پورفیریتیک و هیالوپورفیریتیک دارند و بافت پورفیریتیک در آنها گسترش زیادی دارد. یکی از ویژگیهای سنگهای ولکانیکی جزایر کمانی بافت پورفیریتیک است. بررسی سنگشناختی روی سنگهای آندزیتی منطقه بررسی شده بیانگر آن است که پیش از رسیدن ماگمای مادر آنها به سطح زمین، فرآیند تفریق در آنها صورت پذیرفته است. پدیدهای که در منطقه در خور توجه و دارای اهمیت است، دگرسانی شدید و وسیعی است که باعث شده تغییرات بسیار زیادی در سنگهای منطقه و به ویژه انواعی که قابلیت بیشتری برای دگرسانی داشتهاند، رخ دهد. دگرسانی، سه پهنه سریسیتیک، پروپلیتیک و دگرسانی آرژیلیک را در این سنگهای آندزیتی به وجود آورده است. کانیسازی که در منطقه نمود بیشتری دارد کانهزایی سوپرژن، که به صورت اکسید آهن و هماتیت و همراه آنها، کانههای مگنتیت، پیریت، گوتیت، کالکوپیریت وکولیت حضور دارد. بر اساس بررسیهای پتروژنتیکی این تودهها، منشأ ماگمایی سنگهای منطقه، تولهایتی به سمت کالکآلکالن و میزان پتاسیم آنها اندک تا متوسط است. با دیاگرامهای متنوعی که استفاده شد، روند این آندزیت و آندزیتبازالتها بیانگر ترکیب تولهایتهای جزایر کمانی است. نسبت Zr/Y نشان میدهد که سنگهای یاد شده تقریباً به جزایر کمانی اقیانوسی مربوط است. پایین بودن مقدار عدد Mg# در نمونهها نشانه نقش فرآیندهای تحول ماگمایی در شکلگیری گدازههای این ناحیه است. روند عناصر اصلی نسبت به SiO2 در نمودارهای هارکر بیانگر فرآیند جدایشی از طریق تبلور بخشی و در دیاگرامهای عناصر کمیاب نرمالیز شده نسبت به ترکیب گوشته اولیه، عناصر Ti، Nb و Rb دارای آنومالی منفی هستند. اما Pb آنومالی مثبت نشان میدهد. این شواهد از ویژگیهای سنگهای مناطق فرورانش است و همچنین، وجود آنومالی منفی Ti و Nb در منطقه بررسی شده را به سنگهای مرتبط با قوس آتشفشانی میتوان نسبت داد. نبود بیهنجاری مشخص Eu در نمودارهای عنکبوتی، مبین شرایط اکسایش ماگمای تشکیلدهنده آنهاست. سنگهای آندزیتی کاسیان طبق نمودارهایی که در مورد آنها بحث شد، در گستره کمانهای آتشفشانی جوان و نابالغ یا مراحل آغازین کمان آتشفشانی قرار گرفتهاند. به طور کلی، ژئوشیمی این سنگهای آتشفشانی بیانگر شرایط تشکیل جزایر قوسی اقیانوسی است.
)