Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, Payameh Noor University
2 Department of Geology, Payameh Noor University, East Azarbaijan
Abstract
Keywords
Main Subjects
سری شوشونیتی معمولاً به سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب بازالتی تا آندزیتی گفته می‌شود (Morrison, 1980)؛ اما به‌تازگی بررسیها نشان داده‌اند همارزهای نفوذی آنها نیز متداول هستند (Jiang et al., 2002). سنگ‌های شوشونیتی ویژگی بارز محیطهای زمین‌ساختی مخرب هستند (Morrison, 1980). بیشترسریهای شوشونیتی در پهنه‌های زمین‌ساختی مرزهای مخرب صفحه‌ها در نخستین مرحله‌های پیدایش کمان یا مراحل پایانی و بلوغ کمان ماگمایی پدید می‌آیند (Morrison, 1980; Stern et al., 1988). همچنین، آنها در محیطهای کششی یا پس‌ازبرخورد نیز گزارش شده‌اند (Sun et al., 2008; Dostal et al., 2002).
سنگ‌های آداکیتی شاخص، سنگ‌های آذرین سرشار از سدیمی هستند که از ذوببخشی پوستة اقیانوسی فرورونده جدایش پیدا میکنند (Defant and Drummond, 1990)؛ اما سازوکارهای دیگری نیز برای خاستگاه آنها پیشنهاد شده است که حضور آنها را در محیطهای زمین‌ساختی گوناگون توجیه میکند. این سازوکارها عبارتند از:
(1) ذوببخشی پوستة زیرین ضخیم‌شده (Xu et al., 2007) یا پوستة قاره‌ای زیرین لایه‌لایه‌شده در گوشتة لیتوسفری (Wang et al., 2004a)؛
(2) ذوببخشی پریدوتیت گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده با مذابهای قطعة فرورنده (Martin et al., 2005) و تبلوربخشی ماگماهای جداشده از گوشته (Castillo et al., 2012).
برخی سنگ‌های آداکیتی یا شبه‌آداکیتی شاید ویژگی‌های شوشونیتی یا پتاسیم بالا داشته باشند (Castillo et al., 2002).
منطقة ارسباران بخشی از کمربند ماگمایی البرز-آذربایجان شمرده می‌شود که ماگماتیسم گستردهای در دورههای گوناگون در آن رخ داده است. در این پهنه، ماگماتیسم از کرتاسه با سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری عمدتاً زیردریایی آغاز شده است. در ائوسن ماگماتیسم گستردهای در این منطقه به‌صورت سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری رخ داده است که در دورههای ائوسن زیرین سرشت زیردریایی داشته است؛ اما در ائوسن بالایی، بخشی از فعالیت آتشفشانی در محیط خشکی رخ داده است (Babakhani et al., 1976). در زمان الیگوسن، ماگماتیسم به‌صورت نفوذ سنگ‌های آذرین درونی گوناگون با سرشت شوشونیتی و کالک‌آلکالن رخ داده است (Aghazadeh et al., 2011; Jamali et al., 2010). در میوسن، ماگماتیسم به‌صورت نفوذ تودههای نفوذی کم‌ژرفا به‌همراه سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری به‌صورت محدود گسترش داشته است. در پایان، فعالیت آتشفشانی گستردهای به‌صورت شکافی و نقطهای در منطقة ارسباران در پلیو- کواترنری رخ داده است که آتشفشان سبلان نمونة بارز این نوع فعالیت آتشفشانی است. در منطقة جنوبخاوری هریس، توالی سنگ‌های آتشفشانی ائوسن گسترش بسیاری دارند. بررسیهای گستردهای روی سنگ‌های آذرین درونی در منطقة ارسباران انجام شده است (مانند: Aghazadeh et al., 2011)؛ اما بررسیهای انجام‌شده روی نهشتههای آتشفشانی ائوسن منطقة ارسباران که گسترش و تنوع بسیاری دارند بسیار اندک هستند. بیشتر بررسیها در پهنة طارم و البرز باختری انجام شده‌اند (مانند: Asiabanha and Foden, 2012). برپایة تنوع و گسترش رخنمونهای آتشفشانی ائوسن و اهمیت شناسایی عوامل ﻣؤثر در پیدایش و گسترش و فرایندهای زمین‌ساختی ﻣؤثر در پیدایش آنها، در این پژوهش، زمین‌شناسی، زمینشیمی و سنگ‌زایی سنگ‌های آتشفشانی ائوسن در منطقه سوناجیل- هریس ارزیابی شده است.
زمین‌شناسی
محدودة سوناجیل در نقشه 1:100000 اهر (Mahdavi and Amini Fazl, 1989) و 1:250000 (Babakhani et al., 1976) اهر و همچنین، در 17 کیلومتری جنوبخاوری شهر هریس در شمال‌خاوری تا خاور شهرستان تبریز جای دارد. محدوده جغرافیایی آن میان طولهای جغرافیایی خاوری ″41 ′13 °47 و 50″ 47°17′ و عرضهای جغرافیایی شمالی ″53′08°38 و 14″ 12′ 38° است. برپایة ردهبندی واحدهای ساختاری ایران، این منطقه بخشی از پهنة البرز- آذربایجان (Nabavi, 1976) به‌شمار می‌رود. در پهنه‌بندی جزیی، این منطقه در پهنة ارسباران در کرانة بخش شمال‌خاوری پهنه آذربایجان جای دارد (شکل 1).
نهشتههای سنوزوییک رخنمونهای دیده‌شده در این محدوده را می‌سازند. رخنمونهای سنگی در این محدوده عبارتند از: (1) نهشتههای آتشفشانی- رسوبی ائوسن؛ (2) تودههای آذرین درونی الیگو- میوسن؛ (3) سنگ‌های آتشفشانی کواترنری. در این محدوده، نهشتههای آتشفشانی- رسوبی ائوسن گسترش بیشتری دارند و نزدیک‌به 50 درصد رخنمونهای سنگی در این محدوده را دربرگرفتهاند. این نهشتهها در بخش‌های شمالی، خاوری و جنوبی محدودة سوناجیل رخنمون دارند و دربردارندة توالی بزرگی از نهشتههای آتشفشانی - رسوبی هستند که در محیط دریایی و قاره‌ای بر جای گذاشته شده‌اند.
زمان ائوسن اوج فرایندهای ماگمایی در این منطقه است. ردیفهای آتشفشانی ائوسن درمنطقة ارسباران به بخش‌های زیرین، میانی و بالایی ردهبندی می‌شوند. در ائوسن زیرین، فرایندهای ماگمایی کمابیش گسترده بوده‌اند. ترکیب سنگ‌های ماگمایی در این زمان بیشتر حد واسط هستند. در ائوسن میانی، فرایندهای آتشفشانی گسترش و فعالیت بیشتری پیدا کرده‌اند. فراوردههای آن به‌صورت گدازههای بازیک با ترکیب آلکالی‌بازالت، بازالت، گدازههای کراتوفیری و اسپیلیتی و سری سنگ‌های گدازهای میانه تا اسیدی با ترکیب تراکیت، لاتیت، تراکی‌آندزیت و داسیت و آذراواریهای توفی و نهشتههای آذراواری جریانی گاه با بافت ایگنیمبریتی نمود پیدا کرده‌اند. این فعالیت آتشفشانی، در پایان ائوسن و در آغاز الیگوسن تااندازه‌ای آرامش می‌یابد و حوضه دریایی ائوسن پایانی جای خود را به حوضه‌های رسوبی قاره‌ای و نیمه قاره‌ای می‌دهد. فعالیت آتشفشانی زیردریایی نیز جای خود را به مجموعه‌های نیمه‌آتشفشانی، گدازه‌ها و آذرآواری‌های خشکی و یا دریای کم‌ژرفا می‌دهد.
در این منطقه، سنگ‌های آتشفشانی ائوسن از کهن به جدید عبارتند از:
- واحد توف، لاپیلی‌توف، توفیت با میانلایههای سنگ‌های رسوبی و آندزیت‌بازالتی (واحد Ets)؛
- واحد بازالت تا آندزیت‌بازالتی (Ea)؛
- واحد توفی (Et) با میانلایههای بازالت بالشی (Eb)؛
- واحد نهشتههای رسوبی (Es)؛
- واحد برش آتشفشانی (Evs)؛
- واحد بازالت تا بازالت‌آندزیتی (Eab)؛
- واحد ایگنمبریت (Ei)؛
- واحد رسوبی- آذرآواری (Est)؛
- واحد آندزیت و آذرآواری (پیروکلاستیک) (Eap).
توالی نهشتههای ائوسن در دره خاوری این محدوده با ستبرای چشمگیرِ بیش از 1000 متر دیده می‌شود. در بخشهایی از محدوده بررسی‌شده، نفوذ تودههای آذرین درونی و فرایندهای زمین‌ساختی به‌هم‌ریختگی توالی نهشتههای ائوسن را در پی داشته‌اند.
شکل 1- نقشة ساده‌شده منطقة سوناجیل و بخش‌های همجوار در مقیاس 1:5000 (Aghazadeh, 2014)
واحد نهشتههای توفی بیشتر در بخش‌های شمالی و باختری محدودة بررسی‌شده رخنمون دارند. برپایة شیب، امتداد و چینه‌نگاری، نهشتههای ائوسن کهنترین واحد رخنمون سنگی در این محدوده هستند (شکل 1).
نهشتههای آذرآواری و رسوبی (واحد Ets) با توالی از سنگ‌های گدازهای بازالتی و آندزیت‌بازالتی و آندزیتی پوشیده می‌شوند (واحد Ea) (شکل 2- A). این واحد ستبرای چشمگیری تا 300 متر دارد. واحدهای آذرآواری و رسوبی روی نهشتههای یادشده جای دارند. همراه با بخش‌های رسوبی گاه میانلایههایی از سنگ‌های آتشفشانی با ساخت بالشی دیده می‌شوند که فراوان‌ترین رخنمون آنها در بخش جنوبی این محدوده دیده می‌شود. این نهشتهها توالی ستبر و لایهبندی متنوعی نشان می‌دهند (شکل‌های 2- B و 2- C).
شکل 2- A) تصویری از گسترش واحدهای توفی در زیر گدازههای آندزیتی (دید رو به جنوبخاوری)؛ B) تصویری از نهشتههای آذرآواری همراه با گدازههای بالشی (دید رو به باختر)؛ C) تصویری نزدیک از گدازههای بالشی؛ D) تصویری از نهشتههای رسوبی (ماسه‌سنگی و سیلتستونی) و جای‌گرفتن سنگ‌های برش آتشفشانی روی آنها (دید رو به جنوبخاوری)
توالی از گدازههای بازالتی روی نهشتههای یادشده دیده می‌شوند که در بخش‌های بالایی خود همراهانی از ایگنمبریت و سنگ‌های آذرآواری و رسوبی دارند. سنگ‌های آندزیتی روی این نهشتهها دیده می‌شوند و در بخش‌های بالایی خود نهشتههای آذرآواری به‌صورت میان‌لایه دارند.
نهشتههای ائوسن با تودههای آذرین درونی و دایکهای فراوانی قطع می‌شوند و این تودهها دامنه ترکیبی متنوع دارند. زمان جایگیری آنها نیز الیگو– میوسن دانسته شده است (Aghazadeh et al., 2011). تودههای یادشده عامل اصلی کانیزایی پورفیری در منطقه هستند و در پی چرخش سیال‌های پدیدآمده از آنها، کانیزاییهای گوناگونی درون تودهها و سنگ‌های همراه پدید آمده‌اند (Aghazadeh, 2014). بیشتر این تودهها در بخش‌های مرکزی و شمالی این منطقه رخنمون یافتهاند. در بخش‌های مرکزی این محدوده، سنگ‌های آتشفشانی بازالتی کواترنری رخنمون دارند. این سنگ‌ها جوانترین رخنمونهای سنگی منطقه را می‌سازند. این سنگ‌ها با ستبرای متغیر از چندین متر تا چندین ده متر به‌صورت پوششی روی سنگ‌های کهنتر جای گرفته‌اند.
روش انجام پژوهش
انجام بررسیهای صحرایی در چند نوبت برای نمونهبرداری و بررسی سنگشناسی واحدهای آتشفشانی ائوسن در منطقه انجام شد. در این بررسیها، شمار 100 نمونة دستی برای بررسی و بررسیهای میکروسکوپی و آزمایشگاهی از رخنمونهای سالم و کمتر دگرسان برداشت شد. پس از انجام نخستین ارزیابیها، از 70 نمونه از این سنگ‌ها مقطع نازک ساخته شد. پس از بررسی این مقاطع، شمار 12 نمونه برای بررسیهای زمین‌‌شیمیایی از نمونههای کاملاً سالم برگزیده شدند و برای بررسی عنصرهای اصلی و کمیاب به آزمایشگاه شرکت SGS کانادا فرستاده شدند. داده‌های تجزیة زمین‌‌شیمیایی در جدول 1 آورده شده‌اند.
سنگ‌نگاری
برپایة کانیشناسی، سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده عبارتند از: الیوین‌بازالت، آمفیبول بازالت، آندزیت بازالتی، آندزیت و تراکی آندزیت.
الیوینبازالتها بافت غالب پورفیری با زمینة میکرولیتی و شیشه‌ای دارند. فراوانی فنوکریستها 40 تا 70 درصدحجمی است و دربردارندة پلاژیوکلاز، الیوین و کلینوپیروکسن هستند. فراوانی فنوکریستهای پلاژیوکلاز به 20 تا 30 درصد حجم سنگ و فنوکریستهای الیوین و کلینوپیروکسن به‌ترتیب به 5 و 10 تا 15 درصد سنگ میرسد. برخی بلورهای درشت پلاژیوکلاز و کلینوپیرکسن بافت غربالی دارند و همچنین، به‌گونة بخشی، برخی از آنها با کانیهای ثانویه مانند کلسیت، کلریت، اپیدوت و سریسیت جایگزین شده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که تنها سودومورفی از برخی بلورهای کلینوپیروکسن به‌جای مانده است. بیشتر بلورهای الیوین به‌صورت سودومورف و ایدنگسیتی‌شده دیده می‌شوند (شکل 3- A). زمینه 30 تا 60 درصدحجمی سنگ را در برگرفته است و عموماً از میکرولیتهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و سودومورفهای الیوین و شیشه شیشه‌زدایی‌شده (دویتره) ساخته شده است. در این سنگ‌ها، گاه آمیگدالهای پرشده با کانیهای ثانویه (کلسیت، کلریت، اپیدوت) نیز دیده می‌شوند.
جدول 1- داده‌های تجزیة زمین‌‌شیمیاییِ سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل (اکسیدهای اصلی برپایة درصدوزنی و عنصرهای فرعی و کمیاب برپایة ppm)
|
Rock Group |
Basalt |
Andesite and Basaltic andesite |
Trachy andesite |
|||||||||
|
Rock type |
Olivine Basalt |
Amphibole basalt |
Basaltic andesite |
Andesite |
Trachy- andesite |
Trachy- andesite |
||||||
|
SiO2 |
51.96 |
51.12 |
52.27 |
50.15 |
50.02 |
52.33 |
53.30 |
51.76 |
54.86 |
57.35 |
61.16 |
61.20 |
|
TiO2 |
0.88 |
0.90 |
1.02 |
0.84 |
1.02 |
0.82 |
1.02 |
0.84 |
1.10 |
0.68 |
0.52 |
0.54 |
|
Al2O3 |
18.49 |
17.33 |
17.03 |
15.94 |
19.34 |
18.87 |
19.32 |
17.43 |
16.46 |
18.43 |
18.73 |
19.61 |
|
Fe2O3T |
8.91 |
9.58 |
9.86 |
9.77 |
8.29 |
7.18 |
7.75 |
10.19 |
9.03 |
6.91 |
3.53 |
2.98 |
|
MgO |
5.17 |
2.90 |
4.01 |
4.38 |
4.29 |
5.38 |
2.40 |
5.68 |
2.97 |
2.60 |
1.23 |
1.33 |
|
MnO |
0.18 |
0.15 |
0.12 |
0.27 |
0.17 |
0.15 |
0.11 |
0.18 |
0.14 |
0.16 |
0.11 |
0.12 |
|
CaO |
6.19 |
10.28 |
7.16 |
12.74 |
8.37 |
7.18 |
7.75 |
7.22 |
8.13 |
6.00 |
3.53 |
2.98 |
|
Na2O |
2.74 |
2.79 |
4.99 |
2.22 |
2.78 |
4.23 |
4.01 |
5.29 |
3.92 |
4.87 |
5.32 |
5.10 |
|
K2O |
4.99 |
4.47 |
3.07 |
3.31 |
5.17 |
3.48 |
3.87 |
1.11 |
3.11 |
2.80 |
5.62 |
5.87 |
|
P2O5 |
0.48 |
0.48 |
0.46 |
0.37 |
0.54 |
0.37 |
0.47 |
0.31 |
0.28 |
0.20 |
0.27 |
0.27 |
|
LOI |
4.75 |
8.89 |
7.48 |
5.53 |
6.98 |
2.36 |
3.59 |
4.69 |
8.49 |
6.08 |
1.89 |
2.32 |
|
Total |
99.23 |
99.28 |
99.89 |
99.61 |
99.71 |
100.00 |
99.54 |
101.33 |
100.00 |
99.31 |
100.03 |
99.23 |
|
Sc |
12.5 |
14.7 |
16.6 |
17.9 |
11.4 |
8 |
8.7 |
14.6 |
14.8 |
11.4 |
4.2 |
4 |
|
V |
259 |
277 |
288 |
339 |
245 |
197 |
150 |
230 |
310 |
171 |
94.1 |
91.8 |
|
Cr |
60.9 |
70.5 |
92.7 |
114 |
54.7 |
39.8 |
64.2 |
64.7 |
38 |
83.2 |
51.8 |
40 |
|
Co |
27.7 |
29.3 |
36.4 |
38 |
28.3 |
19.4 |
21 |
33.5 |
30.5 |
11.6 |
8 |
8.3 |
|
Ni |
21 |
28.7 |
42.1 |
115 |
25.4 |
10.5 |
18.2 |
30.1 |
17.7 |
22.2 |
5.6 |
5 |
|
Ga |
19 |
18.3 |
19.4 |
16.4 |
17.2 |
14.7 |
19.8 |
16.5 |
19.2 |
19.2 |
19.4 |
18.5 |
|
Rb |
87.7 |
111 |
118 |
42.5 |
91.7 |
43.2 |
83.2 |
11.1 |
47.4 |
28.9 |
71.6 |
69.5 |
|
Sr |
749 |
595 |
737 |
785 |
620 |
623 |
1807 |
1356 |
491 |
433 |
302 |
282 |
|
Y |
15.4 |
17.8 |
20.2 |
17.6 |
13.9 |
11 |
21.6 |
13.7 |
21.3 |
9.3 |
8.1 |
8.8 |
|
Zr |
243 |
188 |
218 |
166 |
330 |
285 |
220 |
185 |
155 |
266 |
263 |
319 |
|
Nb |
12.7 |
13.8 |
18.5 |
4.8 |
12.3 |
9.8 |
35.2 |
6.1 |
8.3 |
6.3 |
19 |
18.1 |
|
Cd |
0.95 |
0.01 |
0.23 |
0.05 |
0.02 |
0.28 |
1.08 |
0.01 |
0.49 |
0.56 |
0.81 |
0.35 |
|
Cs |
4.82 |
7.39 |
7.18 |
2.63 |
9.92 |
10.20 |
25.90 |
0.60 |
4.25 |
19.30 |
7.89 |
4.83 |
|
Ba |
920 |
892 |
994 |
558 |
1826 |
826 |
1068 |
504 |
546 |
1044 |
1532 |
952 |
|
La |
26.6 |
30.2 |
44.5 |
19.9 |
28.9 |
20 |
55.7 |
13.1 |
15.9 |
11.4 |
7.7 |
8 |
|
Ce |
153.1 |
152.01 |
133.84 |
133.49 |
98.8 |
110 |
115.56 |
111.67 |
108 |
132.56 |
100.58 |
152.29 |
|
Pr |
19.2 |
18.91 |
16.43 |
16.91 |
14.25 |
12.55 |
12.99 |
14.28 |
12.25 |
15.56 |
13.47 |
18.16 |
|
Nd |
25 |
29.7 |
40.8 |
23.6 |
27.6 |
18.6 |
43.5 |
15.5 |
19.4 |
11.8 |
7.71 |
8.49 |
|
Sm |
5.25 |
5.98 |
8.01 |
6.20 |
5.86 |
4.08 |
8.17 |
3.50 |
4.61 |
3.12 |
2.48 |
2.62 |
|
Eu |
1.59 |
1.73 |
2.17 |
1.81 |
1.91 |
1.29 |
2.52 |
1.24 |
1.34 |
1.13 |
1.20 |
1.00 |
|
Gd |
5.45 |
6.40 |
8.51 |
6.34 |
5.70 |
4.19 |
8.84 |
3.90 |
5.47 |
2.96 |
2.09 |
2.43 |
|
Tb |
0.60 |
0.70 |
0.85 |
0.67 |
0.59 |
0.47 |
0.89 |
0.46 |
0.67 |
0.34 |
0.27 |
0.31 |
|
Dy |
3.53 |
3.68 |
4.42 |
3.86 |
3.17 |
2.52 |
4.86 |
2.72 |
4.06 |
2.00 |
1.60 |
1.97 |
|
Ho |
0.63 |
0.66 |
0.80 |
0.70 |
0.56 |
0.46 |
0.83 |
0.55 |
0.80 |
0.38 |
0.34 |
0.38 |
|
Er |
1.68 |
1.88 |
2.13 |
1.94 |
1.57 |
1.29 |
2.39 |
1.47 |
2.29 |
1.05 |
1.02 |
1.17 |
|
Tm |
0.23 |
0.26 |
0.29 |
0.28 |
0.21 |
0.19 |
0.33 |
0.22 |
0.35 |
0.15 |
0.17 |
0.17 |
|
Yb |
1.40 |
1.50 |
1.60 |
1.70 |
1.30 |
1.20 |
2.20 |
1.30 |
2.10 |
0.90 |
1.00 |
1.10 |
|
Lu |
0.21 |
0.23 |
0.26 |
0.26 |
0.19 |
0.20 |
0.34 |
0.20 |
0.33 |
0.15 |
0.18 |
0.19 |
|
Ta |
1.66 |
1.09 |
0.91 |
0.63 |
0.84 |
0.64 |
1.86 |
0.52 |
0.65 |
0.61 |
0.91 |
1.03 |
|
W |
1.00 |
1.60 |
1.80 |
1.10 |
0.90 |
0.70 |
1.90 |
0.60 |
1.10 |
1.00 |
3.10 |
1.50 |
|
Hf |
2.94 |
2.46 |
2.55 |
2.36 |
1.89 |
2.48 |
4.79 |
2.00 |
2.70 |
1.23 |
4.15 |
3.90 |
|
Pb |
15.00 |
14.00 |
13.00 |
12.00 |
10.00 |
15.00 |
13.00 |
3.00 |
6.00 |
12.00 |
19.00 |
15.00 |
|
Th |
6.70 |
7.20 |
7.40 |
4.20 |
6.10 |
6.30 |
13.00 |
1.90 |
4.00 |
2.30 |
5.00 |
5.10 |
|
U |
1.30 |
1.10 |
2.00 |
1.60 |
1.10 |
2.20 |
2.40 |
0.70 |
1.50 |
0.20 |
0.60 |
0.40 |
|
Na2O+K2O |
7.73 |
7.26 |
8.06 |
5.53 |
7.95 |
7.72 |
7.88 |
6.39 |
7.03 |
7.67 |
10.94 |
10.97 |
|
K2O/Na2O |
1.82 |
1.60 |
0.61 |
1.49 |
1.86 |
0.82 |
0.97 |
0.21 |
0.79 |
0.57 |
1.06 |
1.15 |
|
Mg# |
0.54 |
0.38 |
0.45 |
0.47 |
0.51 |
0.60 |
0.38 |
0.53 |
0.40 |
0.43 |
0.41 |
0.47 |
|
Eu/Eu* |
0.91 |
0.86 |
0.81 |
0.89 |
1.02 |
0.96 |
0.91 |
1.03 |
0.82 |
1.14 |
1.62 |
1.22 |
شکل 3- تصویر میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل: A) تصویر میکروسکوپی )در PPL) از الیوینبازالتها با بافت پورفیری و فنوکریستهای پلاژیوکلاز و الیوین ایدنگسیتی‌شده و زمینة شیشه‌ای؛ B) تصویر میکروسکوپی )در PPL) از فنوکریست آمفیبول در هورنبلندبازالتها؛ C) تصویر میکروسکوپی )در XPL) از بافت پورفیری با فنوکریستهای پلاژیوکلاز و زمینه میکرولیتی و شیشه‌ای در سنگ‌های آندزیتی؛ D) تصویر میکروسکوپی )در PPL) از درشت‌بلورهای بیوتیت اپاسیته‌شده در تراکیآندزیتها (نام اختصاری کانیها برگرفته از Kretz (1983) است)
هورنبلندبازالتها بافت پورفیری با زمینه شیشه‌ای و میکرولیتی (از جنس پلاژیوکلاز) دارند. فراوانی فنوکریستها شامل پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول (بیشتر هورنبلند) برابربا 30 تا 40 درصدحجمی است. فراوانی بلورهای پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها 30 تا 40 درصد حجمی است؛ اما بلورهای کلینوپیروکسن تا 15 درصد حجم سنگ و آمفیبولها نیز کمتر از 10 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیرکسن بافت غربالی دارند. در این سنگ‌ها آمفیبولها از نوع قهوهای و سبز هستند (شکل 3- B). زمینه عموماً از آمفیبول و پلاژیوکلاز و شیشه دویتره‌شده ساخته شده است. همچنین، زمینه مقدارهای چشمگیری از کانیهای کدر دارد. آندزیتبازالتها بافت پورفیری با زمینة میکرولیتی و اینترسرتال دارند. پلاژیوکلازها با فراوانی 40 تا 50 درصدحجمی، تنها فنوکریست سازندة این سنگ‌ها هستند و گاه با سریسیت و کلسیت جایگزین شده‌اند. زمینه نیز از میکرولیتهای پلاژیوکلاز به‌همراه شیشه و کانیهای کدر ساخته شده است.
آندزیتها عموماً بافت پورفیری با زمینة شیشه‌ای و میکرولیتی دارند (شکل 3- C). فراوانی فنوکریستها، شامل بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول، 40 تا 60 درصدحجمی است. فراوانی پلاژیوکلازها 40 تا 45 درصدحجمی است و عموماً منطقهبندی شیمیایی و گاه بافت غربالی دارند. کلینوپیروکسنها با فراوانی کمتر از 10 درصدحجمی به‌صورت سدومورف در سنگ حضور دارد و با کلسیت و کانیهای کدر جایگزین شده‌اند. آمفیبولها عموماً به‌صورت اپاسیتی‌شده در نمونهها دیده می‌شوند. در زمینة سنگ بلورهای فلدسپار، کانیهای مافیک (بیشتر آمفیبول اپاسیتی‌شده)، به‌همراه شیشه تبلوریافته و کانیهای کدر دیده می‌شوند.
تراکیآندزیتها عموماً بافت غالب پورفیری با زمینة شیشه‌ای و میکرولیتی دارند (شکل 3- D). فنوکریستها با فراوانی 20 تا 25 درصدحجمی شامل بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول و بیوتیت هستند. در زمینة این سنگ‌ها افزون‌بر پلاژیوکلاز، بلورهایی از کانی سانیدین با فراوانی تا 5 درصد نیز دیده می‌شوند. میزان فراوانی فنوکریستها در این سنگ‌ها کم است. بلورهای پلاژیوکلاز با فراوانی 15 تا 20 درصدحجمی منطقه بندی ترکیبی دارند. بلورهای کلینوپیروکسن با فراوانی ناچیز به‌ندرت سالم دیده می‌شوند و با کانیهای ثانویه مانند کلریت و کلسیت جایگزین شده‌اند. بلورهای آمفیبول و بیوتیت با فراوانی 5 تا 6 درصدحجمی عموماً اپاسیتی هستند و از آنها تنها سودومورف‌شان بجای مانده است. بلورهایی از آپاتیت نیز در این سنگ‌ها همراه با کانیهای کدر دیده می‌شوند.
زمینشیمی
دامنة تغییر اکسیدهای اصلی در سنگ‌های این منطقه برابر است با 3/59 -38/46 درصدوزنی SiO2، 79/18-02/15 درصدوزنی Al2O3، 39/5 - 19/1 درصدوزنی MgO، 16/5-09/2 درصدوزنی Na2O، 62/5-05/1 درصدوزنی K2O (جدول 1). همچنین، میزان Mg# برابربا 54/0-24/0 و میزان K2O/Na2O برابربا 86/1-21/0 است. از میان سنگ‌های بررسی‌شده، مقدار نسبت K2O/Na2O در نمونة هورنبلندبازالت کمترین (21/0) و در یک نمونه از الیوینبازالتها (86/1) بیشترین است.
برپایة نامگذاری شیمیایی نمونههای بررسی‌شده، در نمودار Le Bas و همکاران (1986)، نمونههای بازالتها در محدودههای تراکیآندزیتبازالتی، تراکی‌بازالت و یک نمونه در محدوده تفریتبازالت جای گرفته است. نمونههای آندزیت‌بازالتی و آمفیبولبازالتها در محدودة تراکی‌آندزیت بازالتی جای گرفته‌اند و نمونههای تراکیآندزیتها و آندزیتها در محدودة تراکی‌آندزیت جای دارند (شکل 4- A). همچنین، برپایة عنصرهای ناسازگار در نمودارهای پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977) (شکل‌های 4- B و 4- C)، نمونههای بازالتی در محدوده بازالت و آلکالی‌بازالت، نمونة هورنبلندبازالت در محدودة بازالت ساب‌آلکالن، همچنین، نمونههای آندزیتی در محدوده آندزیت تا بازالت و تراکیآندزیتها در محدوده تراکیت و تراکی‌آندزیت جای گرفته‌اند.
در نمودار SiO2 دربرابر K2O (شکل 4- B) بیشتر نمونههای بررسی‌شده در محدودة شوشونیتی جای دارند؛ اما نمونه هورنبلندبازالتی در محدودة کالک‌آلکالن و آندزیتها در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم بالا جای گرفته‌اند.
شکل 4- جایگاه ترکیبیِ سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل در: A) نمودار پیشنهادیِ Le Bas و همکاران (1986)؛ B، C) نمودارهای پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977) برپایة عنصرهای کمیاب نامتحرک؛ D) نمودار SiO2دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)
در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه و عنصرهای خاکی نادر بهنجار شده دربرابر ترکیب کندریت (شکل‌های 5 و 6) الیوینبازالتها، آندزیت‌بازالتی و هورنبلندبازالت از LILE و LREE غنی‌شدگی و از عنصرهای Nb، Ta و Ti (HFSE) تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 5). از دیدگاه زمین‌‌شیمیایی، آنومالی منفی Nb، Ta و Ti پیدایش ماگما در پهنه‌های فرورانش را نشان می‌دهد (Wilson, 1989). در نمودارهای عنکبوتی، نمونههای بازالتی بررسی‌شده آنومالی مثبت در Pb و K نشان می‌دهند (شکل 5). در نمونههای بازالتی غنی‌شدگی از LREE دربرابر HREE دیده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که نسبت LaN/YbN در نمونههای بازالتی برابر با 60/18-06/5 است (جدول 1). نسبت Eu/Eu* در نمونههای بازالتی بررسی‌شده از 81/0 تا 03/1 در تغییر است (جدول 1). در نمودارهای عنصرهای خاکی نادر آنومالی اندکی در Eu دیده می‌شود. این آنومالی در سنگ‌های آندزیت بازالتی آشکارتر است.
آندزیتها و تراکیآندزیتها از LILE و LREE غنی‌شدگی و از HFSE و HREE تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل‌های 5 و 6). آنومالی منفی دراین نمونهها در عنصرهای Nb و Ta دیده می‌شود؛ اما آنومالی شاخصی در Ti دیده نمیشود (شکل 5). تراکیآندزیتها و آندزیتها آنومالیهای مثبت در عنصرهای K و Pb نشان می‌دهند (شکل 5). نسبت LaN/YbNدر نمونة آندزیتی برابربا 47/8 و در تراکیآندزیتها برابربا 15/5 -86/4 است. نسبت Eu/Eu* در نمونههای آندزیتی و تراکی‌آندزیتی برابربا 62/1-14/1 است که نشاندهندة آنومالی مثبت در Eu است (شکل 6). آندزیتها دربرابر بازالت‌های بررسی‌شده از REE تهی‌شدگی نشان می‌دهد؛ اما تراکیآندزیتها از REE غنی‌شدگی دارند.
تراکیآندزیتها دربرابر بازالت‌های و آندزیتهای بررسی‌شده کمترین میزان REE را دارند. نبود آنومالی منفی در Ti، همچنین، آنومالی منفی Nb از ویژگی‌های این نمونههاست (شکل 5).
شکل 5 –نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته (Sun and McDonough, 1995) برای سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل
شکل 6- نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل
سنگ‌زایی
نمونههای سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل عموماً ویژگی‌های شوشونیتی هستند. این سنگ‌ها در نمودارهای عنکبوتی از LILE غنی‌شدگی و از عنصرهای HFS تهی‌شدگی نشان می‌دهند. همچنین، در نمودارهای عنصرهای خاکی نادر غنی‌شدگی از LREE دربرابر HREE نشان می‌دهند (شکل‌های 5 و 6). این نکته نشاندهندة اینست که مولفههای پوستهای در خاستگاه این سنگ‌ها دخالت داشته است (Wilson, 1989). همچنین، نمونههای بررسی‌شده در نمودارهای عنکبوتی آنومالی مثبت از Pb نشان میدهندو این نکته گواهی بر دخالت مولفههای پوستهای در خاستگاه و تحول این سنگهاست (Hofmann, 1988). در نمودارهای عنصرهای خاکی نادر، نمونههای بازالتی بررسی‌شده آنومالی منفی اندکی در Eu دارند؛ اما سنگ‌های آندزیتی و به‌ویژه تراکیآندزیتها آنومالی مثبت شاخص در Eu نشان می‌دهند. حضور آنومالی منفی در سنگ‌های بازالتی منطقه چه‌بسا پیامد جدایش بلورین پلاژیوکلاز هنگام تحول این سنگ‌ها باشد (Rollinson, 1993). همچنین، آنومالی مثبت Eu در سنگ‌های آداکیتی آندزیتی منطقه چه‌بسا پیامد نبود پلاژیوکلاز در تفاله دیرذوب خاستگاه و همچنین، نبود جدایش بلورین چشمگیرِ پلاژیوکلاز باشد. گفتنی است نبود آنومالی منفی در Eu از ویژگی‌های سنگ‌های آداکیتی است (Castillo, 2012).
ماگماهای اولیه در تعادل با کانیشناسی شاخص گوشته بالایی باید مقدارهای Mg# > 7/0، Ni (ppm1500- 1400)، Cr (ppm< 100) و مقدار SiO2 کمتر از 50 درصدوزنی باشند (Rock, 1991, Wilson, 1989). برپایة مقدارهای Mg# برای نمونههای بررسی‌شده، ماگمای سازندة سنگ‌های منطقه اولیه نبوده است. همچنین، میزان Ni (ppm 115-5) و Cr (ppm114-40) در نمونهها گواهی بر اولیه‌نبودن ماگمای سازنده است.
بازالتها: نمونههای بازالتی در منطقه دربردارندة سنگ‌های گوناگونِ الیوین‌بازالتی و هورنبلندبازالتی هستند. برای بررسی سنگ‌زایی و شناخت بهتر بخش‌ها و فرایندهای درگیر در پیدایش ماگمای سازندة بازالت‌های بررسی‌شده باید به بررسی برخی فاکتورهای اساسی و اجزای درگیر (مانند: گوة گوشته‌ای، پوستة اقیانوسی فرورونده، رسوب‌های فرورونده، ستبرای پوسته و شیب فرورانش که از کنترلکنندههای اصلی ماگماتیسم در کمانهای ماگمایی هستند) پرداخته شود. برای شناسایی ویژگی‌های محل خاستگاه ماگمای مادر سنگ‌های بررسی‌شده، عنصرهای کمیاب به کار برده شدند. برای ارزیابی درجة ذوببخشی و ترکیب کانیشناسی محل خاستگاه، از نمودارهای نسبت عنصرهای کمیاب La/Sm دربرابر Sm بهره گرفته شد. هنگام ذوببخشی درجه کمِ یک خاستگاه گارنت لرزولیتی نسبتهای La/Yb، Sm/Yb به شدت تغییر مییابند (Aldanmaz et al., 2000)؛ زیرا ضریب توزیع Yb در گارنت در مقایسه با ضرایب توزیع Sm و La بسیار بالاتر است و ازاین‌رو، در جریان ذوببخشی این عنصر در جامد پسمانده متمرکز می‌شود و مذاب پدیدآمده از آن تهی خواهد بود. نسبت یک عنصر ناسازگار به یک عنصر سازگار Sm/Yb در گارنت، برای شناسایی کانیشناسی خاستگاه و درجه ذوببخشی به‌کار برده می‌شود (Aldanmaz et al., 2000). هنگامی‌که اسپینل‌لرزولیت دچار ذوببخشی می‌شود، نسبتهای Sm/Yb در گوشته و مذاب پدیدآمده مشابه خواهد بود؛ زیرا ضریب توزیع Yb و Sm در اسپینل کمابیش همانند است؛ اما نسبتهای La/Sm با افزایش درجة ذوببخشی یک خاستگاه گارنت‌لرزولیتی (با بقایای گارنت)، مذابی پدید می‌آورد که نسبتهای Sm/Yb در آن بالاتر از خاستگاه است (Aldanmaz et al., 2000). برپایة این نمودار (شکل 7- A)، نمونههای بازالتی بررسی‌شده در زیر منحنی گارنت‌لرزولیتی جای گرفته‌اند. این منحنی نشانة ذوببخشی 20 - 5 درصدی یک خاستگاه گوشته‌ای انتقالی اسپینل - گارنتدار است. همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‌شود، آمفیبولبازالتها از درصد ذوببخشی بیشتری (25 درصد) دربرابر بازالتها پدید آمده‌اند.
داده‌های REE زون گارنت‌لرزولیتی را برای خاستگاه این بازالتها پیشنهاد میکنند. ازآنجایی‌که ضریب توزیع HREE درگارنت بالاست، در پی به‌جای‌ماندن گارنت در خاستگاه، میزان HREE بسیار کاهش و نسبت LREE/HREE افزایش می‌یابد (1991McKenzieand O′Nions,). جدایش نسبی عنصرهای HFS ویژگی عمومی بازالت‌های کمان قاره‌ای است. گمان می‌رود این پدیده به مقدار گارنت در خاستگاه گوشته‌ای و ژرفا بستگی دارد. تغییرات نسبت Sm/Yb نشاندهندة فراوانی بیشتر MREE و HREE است و پیامد گارنت‌داربودن خاستگاه دانسته می‌شود (Coban, 2007). تغییرات Sm/Yb نشاندهندة مذاب در حال تعادل با باقیماندة گارنت‌لرزولیتی یا لرزولیت بی گارنت است. موقعیت نمونهها در نمودار Ce/Sm دربرابر Sm/Yb (شکل 7- B) نشاندهندة گارنت در خاستگاه نمونههای بازالتی ائوسن بررسی‌شده در منطقه سوناجیل است. نسبت Zr/Ba نیز برای شناسایی خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای (5 تا 3) از خاستگاه سست‌کره‌ای (7 تا 5) به‌کار می‌رود (Menzies et al., 1991). میانگین این نسبت برای نمونههای بررسی‌شده 98/3 است و نشاندهندة خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای بازالتها است.
برپایة داده‌های پیشنهادیِ McDonough و Sun (1995) برای گوشتة اولیه، نسبت Zr/Y در ماگماهای پدیدآمده از گوشته اولیه 2/46 است. این نسبت در نمونههای بازالتی بررسی‌شده 23/10-82/3 است. نسبت Zr/Hf که در محدودة 47-42 است نیز نشاندهنده غنی‌شدگی گوشتة محل خاستگاه است. نمودار تغییرات Zr دربرابر Y (شکل 7- C) برای بررسی غنی‌شدگی و یا نبود غنی‌شدگی در محل خاستگاه سنگ‌های بررسی‌شده به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، نمونههای بررسی‌شده غنی‌شدگی محل خاستگاه را نشان می‌دهند.
فراوانی نسبی عنصرهای ناسازگار (مانند: Th، Sr، Nb، Rb و Ba برای بررسی حضور فلوگوپیت یا آمفیبول (که فاز سرشار از سیال و دارای LILE در خاستگاه غنیشده هستند) به‌کار برده می‌شود. این عنصرها ازآنجایی اهمیت دارند که تاریخچه غنی‌شدگی متاسوماتیک در محل منبع گوشته‌ای را نشان می‌دهند و همچنین، در درک ژرفای ذوب کمک کنند (Furman and Graham, 1999). عنصرهای Ba و Rb در ترکیب فلوگوپیت سازگار هستند؛ اما Ba، Rb و Sr سازگاری متوسطی در آمفیبول دارند (La Tourette et al., 1995). از این ویژگیها برای بررسی بود یا نبود این فازها در محل خاستگاه بهره گرفته می‌شود؛ به‌گونه‌ای که در مقایسه با مذاب در تعادل با منبع گوشته آمفیبول‌دار، مواد مذاب در تعادل با گوشته فلوگوپیت‌دار مقدارهای بالاتری از نسبت Rb/Sr و مقدارهای کمتری از نسبت Ba/Rb را دارند (Furman and Graham, 1999). برپایة این نکته، ازآنجایی‌که در نمونههای بازالتی بررسی‌شده نسبت Rb/Sr بالا (05/0 تا 19/0) و نسبت Ba/Rb کم (8 تا 20) است، فلوگوپیت فاز سرشار از سیال در گوشته بوده است؛ اما هورنبلندبازالتها میزان Rb/Sr کم (01/0) و Ba/Rb بالاتری (نزدیک‌به 45) دارند که نشان می‌دهد کانی آمفیبول در خاستگاه آنها بوده است (شکل 7- D).
شکل 7- جایگاه سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل روی نمودارهای تعیین ترکیب و درجة ذوببخشی سنگ خاستگاه. A) نمودار SmدربرابرSm /Yb (Zhuang and Bin, 2014)؛ B) نمودار Sm /Ybدربرابر Ce/Sm (Coban, 2007)؛ C) نمودار تغییرات Zrدربرابر Y برای تعیین غنی‌شدگی و یا تهی‌شدگی محل خاستگاه آنها (Sun and McDonough, 1989)؛ D)نمودار Ba/Rb دربرابر Rb/Sr برای تشخیص حضور آمفیبول و یا فلوگوپیت (Furmanand Graham , 1999) در خاستگاه نمونههای بازالتی بررسی‌شده (PM: گوشته اولیه؛ DM: گوشته تهی‌شده؛ CLM: گوشتة سنگ‌کره‌ای زیر قاره‌ای)
به باور Ellam و Cox (1991)، نسبتهای REE (مانند: نسبت Ce/Yb) شاخص خوبی برای نشان‌دادن ژرفای ذوببخشی هستند؛ زیرا این نسبتها هنگام رویداد فرایندهای تبلوربخشی کمابیش ثابت می‌مانند و چندان تغییر نمیکنند. برپایة شکل 8 ژرفای تقریبی 120 - 105 متر برای الیوین بازالتها به‌دست می‌آید که این ژرفا با یک گوشتة سنگ‌کره‌ای زیرقارهای همخوانی دارد. در این نمودار، نمونه هورنبلندبازالت در محدودة ژرفای کمتر و نزدیک به 100 کیلومتری جای گرفته است.
شکل 8- نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam and Cox, 1991) برای بررسی ژرفای ذوببخشی برای نمونههای بازالتی منطقه سوناجیل
همان‌گونه‌که در بخش زمینشیمی گفته شد، نمونههای بازالتی بررسی‌شده، از عنصرهای با پتانسیل یونی کم (LIL) غنیشده هستند. این غنی‌شدگی به متاسوماتیسم خاستگاه گوشته‌ای بازالت‌های کمانی با سیال‌های بالاآمده از تیغة فرورو نسبت داده می‌شود. دربرابر آن، تهی‌شدگی نسبی از عنصرهای HFS پیامد پایداری فازهای بجاماندة گوشته دانسته می‌شود (Pearce, 1982). نسبت بالای Th/Yb شاید پیامد متاسوماتیسم خاستگاه هنگام غنی‌شدگی فرورانشی و یا مرتبط با آلایش پوسته و یا هر دو فرایند باشد (Gencalioglukuscu and Geneli, 2010). در نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 9- A)، بیشتر نمونههای بازالتی منطقه در محدودة شوشونیتی جای دارند و از روند گوشتة متاسوماتیسم‌شده پیروی میکنند.
محتوای بالای LILE و LREE در سنگ‌های آتشفشانی از مواردی است که برای تفسیر متاسوماتیسم گوشته و مذاب پدیدآمده از آن گفته شده است. این ویژگیها به حضور ترکیب‌های پوستهای در خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌ها نیاز دارند و شاید پیامد فرایندهای مرتبط با فرورانش باشند. در مرز صفحه‌های همگرا، ترکیب اولیه گوة گوشته‌ای با افزوده‌شدن ترکیب‌های مرتبط با فرورانش تغییر میکند. مذابها یا سیال‌های آزادشده از رسوب‌های فرورونده، قطعة بازالتی فرورونده و یا ترکیبی از هر دو هستند که ترکیب گوشته را تغییر می‌دهند (Nakamura and Iwamori, 2009). سیال‌های پدیدآمده از صفحة فرورونده برخی عنصرهای ناسازگار را از پوسته فرورونده به گوشتة زیرقارهای در ناحیه کمان می‌بَرند (Hermann et al., 2006). افزوده‌شدن رسوب‌های پلاژیک و یا پوستة اقیانوسی دگرسان‌شده به منبع ذوبشدگی، در نمودارهای عنکبوتی آنومالی مثبت U و Th را پدید می‌آورد (Fan et al., 2003). برپایة ویژگی‌های زمین‌‌شیمیایی سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده، روتیل بجامانده و سیال‌های فرورانشی بیشترین نقش را در متاسوماتیسم گوشته بازی کرده‌اند و نمونهها در راستای روندهای مربوطه جای گرفته‌اند (شکل 9- B).
پژوهشگران برای بررسی درجة آلایش پوستهای پارامترهای شیمیایی گوناگونی پیشنهاد کرده‌اند. سنگ‌های بازالتی که تحت تاثیر آلایش پوستهای قرار می‌گیرند، دارای نسبتهای 22La/Ta> و 5/1 La/Nb> هستند (Hart et al., 1984; Abdel– Fattah et al., 2004). در سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده، نسبت La/Ta برابر با 02/16-90/48 و نسبت La/Nb برابر با 8/4-5/18 است. در بازالت‌های بررسی‌شده این نسبتها آلایش پوستهای را نشان می‌دهند.
شکل 9- نمودارهای تعیین نقش عوامل فرورانش در متاسوماتیسم‌کردن گوشته برای نمونههای منطقه سوناجیل.A ) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb(Pearce, 1983)؛ B) نمودار Ba/Nb دربرابر Th/Nb (Ersoy et al., 2010)؛ C) نمودار Nb/Rb دربرابر Rb/Y (Temel et al., 1998)؛ D) نمودار Ba/Rb دربرابر Th/Nb (Askrene et al., 1999)
برای بررسی آلایش پوستهای، کاربرد نسبت عنصرهایی مانند Ce/Pb و Nb/U بسیار کارآمد است؛ زیرا این عنصرها هنگام ذوببخشی و یا تبلوربخشی از یکدیگر تفکیک نمیشوند و نسبتهای آنها بازتابی از مقدار این نسبتها در منطقه خاستگاه ماگماست (Hofmann, 1998). این نسبتها برای مذابهای جداشده از گوشته (OIB و MORB) به‌صورت Ce/Pb (25±5) و Nb/U (47±7) هستند (Hofmann et al., 1986). میانگین نسبت Ce/Pb برای پوستة قاره‌ای 4/12 به‌دست آمده است (Karmalker et al., 2005). نسبت Ce/Pb در نمونههای بازالتی این منطقه از 33/7 تا 22/35 و در بیشترشان از 33/7 تا 89/10 است. این مقدارها کمتر از مذابهای جداشده از گوشتة MORB و OIB هستند و نشاندهندة ارتباط این سنگ‌ها با کمانهای آتشفشانی و یا آلایش ماگما با پوسته است. در نمودار Nb/Rb دربرابر Rb/Y روند عمودی دادهها به‌خوبی نشاندهندة ﺗﺄثیر پوستة قاره‌ای در ماگمای سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده است (شکل 9- C). همچنین، در نمودار Ba/Th دربرابر Th/Nb، نمونههای الیوین‌بازالتی بررسی‌شده مقدارهای بالایی از Th/Nb و مقدارهای کمی از Ba/Th را نشان می‌دهند. این مقدارها نشانه‌ای از ﺗﺄثیر رسوب‌های پوستة بالایی در آلایش و متاسوماتیسم خاستگاه این سنگ‌ها هستند (شکل 9- D).
آندزیتها: سنگ‌های آندزیتی بررسی‌شده سرشت شوشونیتی دارند. همچنین، از عنصرهای LILE و LREE غنی‌شدگی از عنصرهای HFSE تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل‌های 5 و 6). افزون‌براین، نمونههای آندزیتی و تراکی‌آندزیتی بررسی‌شده نیز ویژگی‌های آداکیتی از خود نشان می‌دهند (شکل 10- A). ماگماهای آداکیتی با SiO2≥56 درصدوزنی، Al2O3≥15 درصدوزنی (به‌ندرت کمتر)، معمولاً MgO< 3 درصدوزنی (به‌ندرت بالای 6 درصدوزنی)، HREE و Y کم (Y87Sr/86Sr >704/0 شناخته می‌شوند (Defant and Drummond, 1993; Castillo, 2012). همچنین، نسبت Sr/Y در آداکیت‌ها از 40 بیشتر است؛ اما در گدازههای کالک‌آلکالن معمولی معمولاً از 40 کمتر است. در نمونههای آندزیتی و تراکی‌آندزیتی بررسی‌شده میزان SiO2>55 درصدوزنی، Al2O3>16 درصدوزنی، MgO< 3 درصدوزنی، عموما Y 300 ppm است. نسبت Sr/Y در نمونههای آندزیتی بررسی‌شده عموماً از 40 بیشتر است. این مقدارها نشان می‌دهند که سنگ‌های آندزیتی بررسی‌شده با سنگ‌های آداکیتی همانندیِ فراوانی دارند.
آداکیت‌ها: آداکیت‌ها به گروه آداکیت‌های پرسلیس، کم‌سلیس، آداکیت‌های قاره‌ای یا پتاسیک و آداکیت‌های آرکئن ردهبندی شده‌اند (Moyen, 2009). در آداکیت‌های پرسیلیس (HSA) مقدار SiO2 بیشتر از 56 درصدوزنی، MgO کمتر از 3 درصدوزنی، میزان Y کمتر از ppm18، Yb کمتر از ppm 9/1، میزان Sr بالا (400 Sr>)،40Sr/Y>،10LaN/YbN> است (Defant and Drummond, 1990; Oyarzun et al., 2002; Reich et al., 2003). این آداکیت‌ها در پی ذوببخشی متابازالتها در گسترة پایداری گارنت پدید می‌آیند. آداکیت‌های کم‌سیلیس (LSA) 60-50 درصدوزنی سیلیس دارند. نسبت Sr/Y (ppm 100-300) و La/Yb (ppm 40-80) در آنها بالاست. تفاوت‌های زمین‌‌شیمیایی آشکاری میان دو گروه آداکیت‌های HSA و LSA در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت دیده می‌شوند. آداکیت‌های کم‌سیلیس دربرابر آداکیت‌های پرسیلیس (با نسبتهای Sr/Y و La/Yb بالاتر) الگوی جدایافتهتری نشان می‌دهند (Moyen, 2009). آداکیت‌های قاره‌ای یا پتاسیک طیف گستردهای از سیلیس (کمتر از 60 تا بیش از 75 درصد ) دارند و میزان La/Yb بالایی را نشان نمیدهند. برپایة نمودار شکل 10- B، نمونههای آداکیتی بررسی‌شده در محدودة آداکیت‌های پرسیلیس جای می‌گیرند. همچنین، میزان K2O بالایی (K2O/Na2O نزدیک کمی بیشتر از یک) دارند (جدول 1) که با آداکیت‌های قاره‌ای یا پتاسیک (C-type adakites) قابل مقایسه هستند. آزمایش‌های تجربی دمای 1075-1050سانتیگراد و فشار 2 گیگاپاسگال و مقدار آب نزدیک به 6 درصد را برای پیدایش ماگمای سازندة این سنگ‌ها پیشنهاد کرده‌اند. مقدار بالای آلکالی با فشار بالای ذوببخشی و همچنین، حضور فاز پتاسیم‌دار در خاستگاه در ارتباط است (Xiao et al., 2006).
شکل 10- نمونههای منطقه سوناجیل در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Castillo, 2012)؛ B) نمودار تفکیک آداکیت‌های کم سلیس و پر سیلیس (Castillo, 2012)؛ C، D) نمودارهای پیشنهادیِ Patino Douce (1999) برای شناسایی سرشت خاستگاه آداکیت‌ها دربارة خاستگاه ماگماهای آداکیتی
بیشتر پژوهشگران داشتن گارنت در خاستگاه را برای پیدایش سرشت آداکیتی پیشنهاد کرده‌اند. داده‌های زمین‌‌شیمیایی و نمودارهای عنکبوتی نشان می‌دهند نمونههای آداکیتی از HREE و به‌ویژه Y و Yb تهی‌شدگی دارند. این نکته گویای گارنت‌داربودن خاستگاه آنهاست. برای خاستگاه گارنتدار ماگمای آداکیتی دست‌کم دو احتمال پیشنهاد می‌شود:
الف- ذوببخشی پوستة زیرین ضخیم‌شده؛
ب- ذوببخشی پوستة اقیانوسی فرورونده.
ذوببخشی سنگ‌های مافیک در پوستة زیرین مکانیسم دیگری است که ماگماهای آداکیتی را پدید می‌آورد. این پدیده در پاسخ به فرایند افزایش ستبرای پوسته به‌دنبال افزوده‌شدن ماگمای مافیک جداشده از گوشته (که در بخش زیرین پوسته جایگزین می‌شود) روی می‌دهد (Gromet and Silver, 1987; Petford and Atherton, 1996; Martin, 1999).
ماگماهای آداکیتی که از پوستة زیرین جدا می‌شوند، MgO و Mg# کمی دارند (Rapp et al., 1991; Skjerlie and Patino Douce, 2002). آداکیت‌های جداشده از پوستة اقیانوسی مقدارهای کمی از نسبت Rb/Sr (04/0-01/0) دارند. این نسبت در آداکیت‌های جداشده از پوستة قاره‌ای بیشتر از 05/0 است (Hou et al., 2004). این مقدار برای نمونههای آداکیتی بررسی‌شده برابر با 07/0- 25/0است. ازاین‌رو، نمونههای آداکیتی بررسی‌شده از ذوببخشی پوستة زیرین قاره‌ای خاستگاه گرفته‌اند. برپایة نمودارهای پیشنهادشده برای خاستگاه سنگ‌های آداکیتی (Patino Douce, 1999)، نمونههای بررسی‌شده در محدوده یک خاستگاه بازیک و آمفیبولیتی جای گرفته‌اند (شکل‌های 10- C و 10- D).
تا کنون نظریه‌های گوناگونی پیشنهاد شده‌اند. ماگماهای آداکیتی در محیطهای زمین‌ساختی گوناگونی رخنمون دارند و پیدایش آنها با الگوهای سنگ‌زایی گوناگونی توصیف شده است:
1) ذوببخشی قطعة اقیانوسی در شرایط ویژه (Defant and Drummond, 1990; Martin et al., 2005)؛
2) فرایندهای جدایش بلورین و آلایش پوستهای (Castillo et al., 1999)؛
3) ذوببخشی پوستة ضخیم‌شده زیرین (Kay, 1978; Petford and Atherton, 1996; Atherton and Petfod, 1993; Xiong et al., 2003)؛
4- ذوببخشی قطعة غوطهورشده در گوشته (Mungall, 2002)؛
5) ذوببخشی پوستة زیرین (delaminated) (Kay and Kay, 1993; Wang et al., 2004a)؛
6) سرشت آداکیتی مذابهای متاسوماتیسم‌کننده گوشتة سنگ‌کره‌ای و ذوب بعدی این گوشته، مذابهای آداکیتی را پدید می‌آورد (Castro et al., 2013).
برای شناسایی خاستگاه سنگ آداکیتی بررسی‌شده از نمودارهای SiO2 دربرابر Mg#، MgO و TiO2 بهره گرفته شد (شکل‌های 11- A، 11- B و 11- C). در این نمودارها، نمونههای آداکیتی بررسی‌شده در محدودة پوستة زیرین ضخیم‌شده جای گرفته‌اند.
ماگمای جداشده از قطعه‌های پوستة زیرین که درون گوشته غوطهور شده‌اند (Delaminated) نیز آداکیتی هستند. در این صورت، قطعه‌های پوستة زیرین غوطهور شده در گوشته در پی گرم‌شدن با گوشته، به‌طور بخشی ذوب می‌شوند (Kay and Kay, 1993). در هنگام گذر از درون گوشته، میزان Mg#، Ni و Cr مذاب در پی این فرایند افزایش و میزان SiO2، Na2O، Al2O3 آن در پی واکنش با گوشته کاهش می‌یابد (Kepezhinskas et al., 1995). در مقایسه با آداکیت‌های جداشده از قطعه‌های پوستة زیرین درون گوشته، نمونههای بررسی‌شده SiO2، Ni و Cr کم و Na2O، Al2O3 بالایی دارند.
همان‌گونه‌که گفته شد، افزون‌بر اینکه نمونههای بررسی‌شده منطقه ویژگی آداکیتی دارند، میزان پتاسیم بالایی نیز دارند و ازاین‌رو، از آداکیت‌های پتاسیک شمرده می‌شوند. به‌تازگی آداکیت‌های پتاسیک از پهنه‌های زمین‌ساختی درون قاره‌ای و محیطهای زمین‌ساختی کششی گزارش شده‌اند (Wang et al., 2004b). بررسیهای گوناگون نشان می‌دهند سنگ‌های مافیک پوستة زیرین مایعاتی با نسبتهای LaN/YbN و Sr/Y بالا در فشار کافی (Km 40 ≤ و Gpa2/1 ≤ ) پدید می‌آورند. این در شرایطی است که گارنت در مجموعة کانیایی پایدار بجای مانده است (Rapp et al., 1991; Springer and Sack, 1997). برای پیدایش آداکیت‌های با پتاسیم بالا دو الگو پیشنهاد شده است: وجود سنگ‌های آداکیتی با میزان پتاسیم بالا را به ذوببخشی خاستگاه مافیک با پتاسیم بالا و یا شوشونیتی نسبت داده‌اند (Rapp et al., 2002). همچنین، گفته شده است که ذوب فشاربالای یک خاستگاه بازیک با میزان پتاسیم کم (به‌اندازة مورب) ماگمای آداکیتی با پتاسیم بالا پدید می‌آورد (Rapp et al., 2002; Xiao and Clemens, 2006).
شکل 11- جایگاه نمونههای آداکیتی منطقة سوناجیل در: A، B و C) نمودار SiO2دربرابرMg# (Patino Douce ,1999)، D) نمودار Ybدربرابر La/Yb (Martin, 1999) برای ارزیابی کانیشناسی خاستگاه و درصد ذوببخشی
ارزیابی کانیشناختی و درصد ذوببخشی سنگ آداکیتی این منطقه در نمودار La/Yb دربرابر Yb انجام می‌شود. برپایة این نمودار (شکل 11- D)، خاستگاه سنگ آداکیتی بررسی‌شده اکلوژیتی مافیک با 20 درصدحجمی آمفیبول، 30 درصدحجمی گارنت، 50 درصدحجمی کلینوپیروکسن بوده است. این خاستگاه تا بیشتر از 30 درصدحجمی دچار ذوببخشی شده است. برپایة آنچه گفته شده، سنگ‌های آداکیتی بررسی‌شده از ذوببخشی یک خاستگاه مافیک پتاسیک دگرگون‌شده در رخساره اکلوژیت پدید آمده‌اند. این خاستگاه دچار بیشتر از 30 درصد ذوببخشی شده است. گفتنی است پوستة زیرین مافیک یادشده به‌دنبال افزوده‌شدن ماگمای مافیک پتاسیک در پی رویداد فرورانش پیشین ضخیم شده است.
پهنة زمین‌ساختی
برپایة ویژگی‌های زمین‌‌شیمیایی بازالت‌های بررسی‌شده سرشت شوشونیتی دارند و وابسته به پهنه‌های فرورانش هستند. گدازههای کمان آتشفشانی با نسبتهای بالای LILE/HFSE شناخته می‌شوند که این نسبت در سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده بالاست. برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش مذاب سازندة سنگ‌های این منطقه از نمودار پیشنهادیِ Wood (1980) بهره گرفته شد. نمونههای بررسی‌شده در محدودة پیشنهادشده برای محیطهای مربوط به کمان آتشفشانی جای گرفته‌اند (شکل 12- A).
شکل 12- جایگاه نمونههای آداکیتی منطقة سوناجیل در: A) نمودار شناسایی پهنة زمین‌ساختی (Wood, 1980) (CAB: بازالت کالک‌آلکالن؛ WPA: آلکالی‌بازالت درونصفحهای؛ IAT: توله‌ایت جزیره‌های کمانی؛ B) نمودار پیشنهادیِ Mullen (1983)؛ D، C) نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های پتاسیک (Müller and Groves, 1995) (WIP: within plate potassic magmatic rocks؛ PAP: Post collisional arc potassic magmatic؛ CAP: Continental arc potassic magmatic rocks؛ IOP: Initial oceanic potassic magmatic rocks؛ LOP: Late oceanic potassic magmatic rocks.)
به باور Wood و همکاران (1979)، در سنگ‌های پدیدآمده در محیطهای کمان فرورانش نسبت Th/Ta بیشتر از 2 است. این نسبت برای نمونههای بررسی‌شده در سوناجیل برابربا 45/9 – 65/3 است و نشاندهندة جایگاه زمین‌ساختی کمان فرورانشی برای پیدایش سنگ‌های این منطقه است. همچنین، نمودار پیشنهادیِ Mullen (1983) برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونهها در محدودة بازالت‌های کالک‌آلکالن قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل 12- B). ازآنجایی‌که نمونههای سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده بیشتر سرشت شوشونیتی دارند، از نمودارهای پیشنهادیِ Müller و Gruves (1995) بهره گرفته شد. در این نمودارها، نمونههای بررسی‌شده در محدودههای کمانآتشفشانی و پسابرخوردی جای گرفته‌اند (شکل‌های 1- C و 1- D).
نتیجهگیری
سنگ‌های آتشفشانی ائوسن منطقة سوناجیل تنوع ترکیبی الیوین‌بازالت، هورنبلندبازالت، آندزیت‌بازالتی، آندزیت و تراکی‌آندزیت نشان می‌دهند. در بررسیهای میکروسکوپی بیشتر نمونهها بافت غالب پورفیری با زمینه شیشه‌ای، میکرولیتی دارند. بیشتر نمونههای بازالتی بررسی‌شده سرشت شوشونیتی نشان می‌دهند و آندزیتها و تراکیآندزیتها سرشت آداکیتی و پتاسیک دارند. برپایة نمودارهای بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه و کندریت، نمونههای بررسی‌شده از LILE و LREE غنی‌شدگی و از HFSE تهی‌شدگی نشان می‌دهند. این ویژگی نشانة وابستگی آنها با پهنه‌های فرورانش است. نمونههای بازالتی بررسی‌شده (مگر بازالت پلاژیوکلازدار) آنومالی Eu ندارد. الیوینبازالتها پیامد ذوببخشی 20- 5 درصد یک خاستگاه گوشته‌ایِ سنگ‌کره‌ایِ متاسوماتیسم‌شده با ترکیب اسپینل‌گارنت‌لرزولیتی فلوگوپیت‌دار هستند. بازالت‌های آمفیبول‌دار از گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای و متاسوماتیسم‌شده، گارنت‌اسپینل‌لرزولیتی آمفیبول‌دار با ذوببخشی نزدیک به 20 درصد خاستگاه گرفته‌اند. بازالت‌های پلاژیوکلازدار نیز از یک خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌کره‌ایِ متاسوماتیسم‌شده با ترکیب اسپینل‌لرزولیتی فلوگوپیت‌دار با درصد ذوببخشی 20-10 پدید آمده‌اند. آداکیت‌های بررسی‌شده از ذوببخشی 30 درصدیِ پوستة زیرین مافیک پتاسیک دگرگون‌شده در رخسارة اکلوژیت پدید آمده‌اند.
)