Document Type : Original Article
Authors
1 Department of geology, Faculty of earth science, University of shahid Beheshty, Tehran, Iran
2 Professor, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University of Tehran, Tehran, Iran
3 Assistant professor, Department of Geology, Institute of advanced studies in basic sciences of Zanjan, Zanjan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
برپایة ردهبندی ساختمانی رسوبی ایران، گدازههای درون جنوبباختری بصیران در بخش خاوری بلوک لوت شمالی جای گرفتهاند (Darvishzadeh, 2006). گدازههای یادشده بخشی از پهنة آتشفشانی- نفوذی در خاور ایران هستند که در بخشهایی از بلوک لوت و زمیندرز سیستان گسترش دارد. برای بخش آتشفشانی این پهنة آتشفشانی- نفوذی سن پالئوژن (ائوسن میانی تا الیگوسن پسین) برآورد شده است (Pang et al., 2013).
بلوک لوت روند شمالی– جنوبی دارد و با گسل نهبندان در خاور، گسل درونه در شمال، گسل نایبند در باختر و گسل جازموریان در جنوب فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981). بلوک لوت فعالیت گستردهای از دیدگاه ماگماتیسم دارد که از زمان ژوراسیک آغاز شده و تا زمان نئوژن ادامه داشته و سپس در ائوسن به اوج خود رسیده است (Pang et al., 2013). زمیندرز سیستان و کمپلکسهای افیولیتی خاور ایران (افیولیتهای بیرجند و نهبندان)، بازماندة شاخهای فرعی از اقیانوس نئوتتیس و نشانة مرز بلوکهای لوت و افغان بهشمار میروند (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983).
Zarinkoub و همکاران (2012) سن تبلور گابروهای سکانس افیولیتی بیرجند را 107 تا 113 میلیون سال پیش (کرتاسه پیشین) بهدست آوردهاند. همچنین، Babazadeh و De Wever (2004) و Babazadeh و همکاران (2007)، سن رادیولاریتهای درون زمیندرز سیستان را آپتین پیشین تا آلبین پسین برآورد کردهاند. زمان دقیق بازشدگی اقیانوس میان بلوکهای لوت و افغان تاکنون ناشناخته مانده است. Zarinkoub و همکاران (2012)، Angiboust و همکاران (2013) و Brocker و همکاران (2013) زمان بسته شدن پوستة اقیانوسی یادشده و برخورد بلوکهای لوت و افغان را کرتاسه بالایی دانستهاند. Eftekharnezhad (1981)، Zarinkoub و همکاران (2012) و Pang و همکاران (2013) ماگماتیسمِ زمان پالئوژن- نئوژن در خاور بلوک لوت را پیامد فرورانش بهسوی باختر پوستة اقیانوسی در مرز بلوکهای لوت و افغان (شاخهای از اقیانوس نئوتتیس) دانستهاند؛ اما Saccani و همکاران (2010) فرورانش پوستة اقیانوسی یادشده را بهسوی خاور و به زیر بلوک افغان و نه را بهسوی باختر و زیر بلوک لوت میدانند. بهباور Arjmandzadeh و همکاران (2011)، فرورانش پوستة اقیانوسی در میان بلوک لوت و افغان دوسویه و نامتقارن بوده است. بلوک لوت منطقهای با ماگماتیسم فعال ژوراسیک- نئوژن بهشمار میرود و ازاینرو، شناخت فرایندهای ماگماتیسم آن در شناخت الگوی تکتونوماگمایی خردقارة ایران مرکزی و بلوکهای پیرامون آن، در بازة زمانی یادشده، کارآمد است.
از سوی دیگر، کانهزاییهای گوناگونی مانند نهشتههای Cu، Mo، Au، Cu-Au-Ag IOCG، رگههای Cu، مسیوسولفیدهای Cu-Au و نهشتههای اسکارنی Sn در پی فرایند ماگماتیسم در بلوک لوت پدید آمدهاند (Malekzadeh, 2010). شناخت وضعیت تکتونوماگمایی بلوک لوت در زمانهای مختلف ضروری است؛ زیرا عاملی برای تمرکز زمانی- مکانی کانهزاییهای یادشده است. در این پژوهش، با هدف تکمیل دادههای زمینشیمیایی محدودة بررسیشده در جنوب بصیران که بخشی از نوار آتشفشانی- نفوذی بلوک لوت بهشمار میرود، به بررسی سنگنگاری، زمینشیمی و جایگاه زمینساختی گدازههای پالئوژن (ائوسن میانی- الیگوسن پسین) پرداخته شده است.
زمینشناسی عمومی منطقه
گدازههای پالئوژن بررسیشده در 10 تا 80 کیلومتری جنوبباختری روستای بصیران (روستای بصیران در 90 کیلومتری جنوب بیرجند است) و در نزدیکی مرز بلوک لوت با پهنة زمیندرز سیستان رخنمون دارند (شکل 1).
گدازههای بررسیشده در همة محدوده بصیران دیده میشود؛ مگر در بخشهای محدودی که سنگهای نفوذی و یا رسوبهای آبرفت رخنمون دارند. توالی آتشفشانی در این محدوده روی سازندهای آهکی ژوراسیک و در زیر واحدهای رسوبی گوناگون (کنگلومرا، ماسه سنگ، مارن و ...) پلیوسن جای گرفته است و دربردارندة سنگهای بازالت، آندزیت، داسیت، ریولیت و نیز سنگهای آذرآواری همارز آنهاست (شکل 2).
شکل 1- جایگاه بلوک لوت در نقشة ایران و جایگاه محدودة بصیران در بلوک لوت (برگرفته از Berberian و King، 1981 با اندکی تغییر)
شکل 2- نقشة زمینشناسی محدودة بررسیشدة بصیران و جایگاه نقاط نمونهبرداری روی آن
ویژگی صحرایی واحدهای گوناگون آتشفشانی
سنگهای آتشفشانی بررسیشده بهگونة متناوب و بهصورت واحدهایی با ستبرای گوناگون روی هم جای گرفتهاند. ستون آتشفشانی در این محدوده در برخی بخشها گسله است و نشانههایی از رویداد دگرسانی و کانهزایی در راستای برخی از این شکستگیها دیده میشود. گدازههای بازالتی درون محدودة بررسیشده با ساختار تودهای و یا منشوری (شکل 3- A)، به رنگ خاکستری تیره، نادگرسان و بهصورت صخرهساز رخنمون دارند. گدازههای آندزیتی و داسیتی که گستردهترین رخنمون سنگی محدودة بررسیشده بهشمار میروند، بهصورت تودهای و یا بهصورت لایههایی با ستبرای متفاوت ( 5/0 تا بیشتر از 5 متر)، به رنگ خاکستری تیره تا روشن، کمابیش سالم و نادگرسان (شکل 3- B) و بیشتر به حالت صخرهساز دیده میشوند. گدازههای ریولیتی نیز بهصورت لایههایی با ستبرای متفاوت (2 تا بیشتر از 10 متر)، به رنگ روشن، رخنمونهایی کمابیش مسطح و کاملأ دگرسانشده هستند (شکل 3- C).
شکل 3- A) نمایی از گدازههای بازالتی با ساختار منشوری (نگاه رو به شمال)؛ B) نمایی از گدازه آندزیتی با ساختار تودهای؛ C) نمایی از ریولیتی دگرسان شده (نگاه رو به شمال)؛ D) نمایی از سنگهای آذرآواری در محدودة جنوب روستای بصیران (نگاه رو به شمال)
سنگهای آذرآواری بهصورت لایههایی از توف و برشهای ریزشی و جریانی جوشخورده با ستبرای متفاوت (2 تا بیشتر از 5 متر)، به رنگ خاکستری تیره تا روشن و ساختهشده از بخشهای بلور و تکههای سنگی رخنمون دارند (شکل 3- D). سنگهای آتشفشانی با ترکیب حد واسط و اسیدی و با اندازه کمتر 1 تا بیشتر از 50 میلیمتر از تکههای سنگی درون آنها بهشمار میروند.
روش انجام پژوهش
پس از بررسیهای کتابخانهای و بررسی پژوهشهای پیشین در محدودة بررسیشده، مسیرهای پیمایش تعیین و در هنگام بررسیهای میدانی، رویهمرفته شمار 160 نمونه از همة واحدهای آتشفشانی برداشت شد. برپایة تنوع و گسترش واحدهای سنگشناسی گوناگون، از مجموعه نمونههای یادشده، شمار 110 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شد. برپایة بررسیهای سنگنگاری، از میان نمونههای با کمترین دگرسانی، شمار 15 نمونه برگزیده شدند تا میزان اکسیدهای عنصرهای اصلی در آنها به روش XRF با دستگاه مدل PW 2404 در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران اندازهگیری شود. همچنین، محاسبه میزان عنصرهای کمیاب و نیز عنصرهای خاکی کمیاب در نمونههای یادشده به روش ICP-MS با دستگاه Agilent series 4500 در شرکت زرآزما انجام شد. دقت تجزیه برای عنصرهای اصلی نزدیکبه 5± درصد و برای عنصرهای کمیاب برای غلظتهای بالای ppm100 برابربا 5± و برای غلظتهای کمتر از ppm100 برابربا 10± درصد است. برای رسم نمودارهای زمینشیمیایی نیز از نرمافزارهای GCDkit 4.00 و نیز CorelDRAW X7 (64 Bit) بهره گرفته شد.
سنگنگاری
سنگهای بازالتی: این دسته از سنگها دربردارندة بلورهای کانیهای اصلیِ پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین- لابرادوریت (فراوانی: 55 تا 65 درصدحجمی) و پیروکسن با ترکیب اوژیت، تیتانوژیت و دیوپسید (فراوانی: 25 تا 30 درصدحجمی) هستند. همچنین، آمفیبول با ترکیب هورنبلند (فراوانی: 5 تا 10 درصدحجمی) و کانیهای کدر (فراوانی: 2 تا 4 درصدحجمی) از کانیهای فرعی آنها بهشمار میروند. همچنین، کانیهای کلریت، اپیدوت، کلسیت و برخی کانیهای کدر از کانیهای ثانویه دیدهشده در این دسته از سنگها هستند. فراوانترین بافت آنها پورفیریتیک است؛ اما گاه بافتهای گلومروپورفیریتیک، پوییکیلیتیک، آمیگدالوییدال و غربالی نیز در آنها دیده میشود (شکل 4- A). در این سنگها، خوردگی در کنارههای برخی فنوکریستها و پیدایش بافت غربالی نشانة نبود تعادل شیمیایی میان فنوکرست و مذاب بجامانده (ماگمای سازندة زمینه) و در حال تبلور است. این پدیده بهدنبال کاهش فشار هنگام بالاآمدن ماگما (Best and Christiansen, 2001)، آمیختگی ماگمایی و یا آلایش پوستهای (Kawabata and Shut, 2005) روی داده است. بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن از فنوکریستهای درون این دسته از سنگها بهشمار میروند. زمینه از حالت نهانبلور تا ریزبلور متغیر است و نزدیک به 40 تا 70 درصدحجمی این سنگها را دربر گرفته است. همچنین، در بیشتر نمونهها، نسبتهای متفاوتی از میکرولیتهای پلاژیوکلاز و ریزبلورهای پیروکسن دیده میشوند که با بلورهای ریز آمفیبول و کانیهای کدر (اولیه و ثانویه) همراهی میشوند.
سنگهای آندزیتی: باتوجه به مودال کانیهای درون این دسته از سنگها، زیردستة سنگهای آندزیتی و آندزیتی کوارتزدار و زیردستة سنگهای هورنبلند آندزیتی از هم شناسایی شدند. به هر کدام از این زیردستهها در زیر پرداخته شده است:
سنگهای آندزیتی و آندزیتی کوارتزدار: در این دسته از سنگها، بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین تا الیگوکلاز (فراوانی: 60 تا 80 درصدحجمی) و آمفیبول از نوع هورنبلند (فراوانی: 10 تا 25 درصدحجمی) از کانیهای اصلی بهشمار میروند. همچنین، پیروکسن با ترکیب دیوپسید و اوژیت (فراوانی: 2 تا 8 درصدحجمی)، بیوتیت ( فراوانی: 1 تا 4 درصدحجمی)، کوارتز (در سنگهای آندزیتی کوارتزدار با فراوانی نزدیکبه 5 درصدحجمی؛ اما در سنگهای آندزیتی با فراوانی کمتر از 5 درصدحجمی)، اسفن (بهصورت بسیار کمیاب و موردی) و کانیهای کدر (فراوانی: 1 تا 3 درصدحجمی) از شمار کانیهای فرعی هستند. کلریت، اپیدوت، کلسیت و کانیهای کدر نیز از کانیهای ثانویه هستند. فراوانترین بافت دیدهشده در آنها پورفیریتیک است؛ اما بافتهای گلومروپورفیریتیک، ویتروفیری، سریایتی (تدریجی)، پوییکیلیتیک، غربالی و جریانی نیز در آنها دیده میشوند (شکلهای 4- B و 4- C). بلورهای فنوکریست عمومأ دربردارندة بلورهای پلاژیوکلاز و آمفیبول و پیروکسن هستند. زمینه از حالت نهانبلور تا ریزبلور متغیر است و نزدیکبه 50 تا 90 درصدحجمی این سنگها را دربر گرفته است و بیشتر دربردارندة میکرولیتهای پلاژیوکلاز، به میزان کمتر بلورهای ریز آمفیبول، کوارتز (تنها در سنگهای کوارتز آندزیتی) و بیوتیت است.
سنگهای هورنبلند آندزیتی: در این دسته از سنگها نیز بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین تا الیگوکلاز (فراوانی: 40 تا 55 درصدحجمی) و آمفیبول از نوع هورنبلند (فراوانی: حجمی 35 تا 40 درصدحجمی) از شمار کانیهای اصلی هستند. پیروکسن با ترکیب دیوپسید و اوژیت (فراوانی: 5 تا 8 درصدحجمی)، بیوتیت ( فراوانی: 1 تا 2 درصدحجمی) و کانیهای کدر (فراوانی: 1 تا 3 درصدحجمی) از کانیهای فرعی و کلریت، اپیدوت، کلسیت و کانیهای کدر از کانیهای ثانویه بهشمار میروند.بافت پورفیریتیک فراوانترین بافت این سنگها است؛ اما بافتهای گوناگون ویتروفیری، سریایتی (تدریجی) و غربالی نیز در آنها دیده میشوند (شکل 4- D). در این سنگها، برخلاف سنگهای آندزیتی و آندزیتی کوارتزدار، بلورهای فنوکریست بیشتر از بلورهای نیمهشکلدار آمفیبول هستند. خوردگی در لبه فنوکریستهای آمفیبول نشانة نبود تعادل هنگام تبلور ماگماست. زمینة این دسته از سنگها عمومأ ریزبلور و دربردارندة میکرولیتهای پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کانی های کدر است.
سنگهای داسیتی: در این دسته از سنگها، بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (فراوانی: 40 تا 45 درصدحجمی)، کوارتز (فراوانی: 30 تا 40 درصدحجمی) و آمفیبول با ترکیب هورنبلند (فراوانی: 12 تا 15 درصدحجمی) از کانیهای اصلی بهشمار میروند. بیوتیت و کانیهای کدر (مجموعأ با فراوانی نزدیکبه 10 درصدحجمی) از کانیهای فرعی هستند. کلریت، کلسیت و کانیهای کدر نیز از کانیهای ثانویه هستند. بافتهای پورفیریتیک با زمینه نهانبلور و میکروگرانولار بافت غالب هستند و بافتهای گلومروپورفیریتیک و پوییکیلیتیک و غربالی نیز بهصورت کمتر در این دسته از سنگها دیده میشوند (شکل 4- E). بلورهای فنوکریست دربردارندة پلاژیوکلاز، آمفیبول و کوارتز هستند. در برخی مقطعها، فنوکریست های کوارتز خوردگی خلیجی دارند. در سنگهای داسیتی، زمینه بهصورت نهانبلور و در برخی مقطعها، بهصورت ریزبلور است و نزدیکبه 60 تا 80 درصدحجمی سنگ را دربر گرفته است. همچنین، میکرولیتهای پلاژیوکلاز، ریزبلورهای کوارتز و کانیهای کدر دارد که گاه بلورهای ریز آمفیبول و بیوتیت نیز آنها را همراهی میکنند.
شکل 4- A) کانیها و بافت پورفیریتیک (بازالت)؛ B) کانیها و بافت غالب پورفیریتیک (آندزیت)؛ C) بافت پورفیریتیک با زمینه میکرولیتیک (آندزیت)؛ D) فراوانی فنوکریست های هورنبلند با خوردگی در لبههای بلور (هورنبلند آندزیت)؛ E) کانیها و بافت پورفیریتیک (داسیت)؛ F) بافت پورفیریتیک همراه با فنوکریستهای بیوتیتی اوپاسیتیشده (ریولیت)؛ G) کانیها و بافت میکروگرانولار (ریولیت) (Qtz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Afs: آلکالیفلدسپار؛ Am: آمفیبول؛ Bt: بیوتیت؛ Cpx: کلینوپیروکسن)
سنگهای ریولیتی: این دسته از سنگها عمومأ دچار دگرسانی کمابیش بالایی شدهاند. همچنین، دربردارندة کانیهای اصلیِ آلکالیفلدسپار (فراوانی: حجمی 10 تا 15 درصد) و کوارتز (فراوانی: حجمی50 تا 75 درصد) هستند. بیوتیت، آمفیبول و کانیهای کدر (مجموعأ با فراوانی حجمی 10 تا 12 درصد) از کانیهای فرعی آنها هستند. کلریت، کلسیت و کانیهای کدر از کانیهای ثانویه گوناگون آنها بهشمار میروند. همانند دیگر گروههای سنگیِ این منطقه، بافتهای پورفیریتیک بافت غالب در این دسته سنگی هستند؛ اما بهصورت بسیار کمتر، بافتهای میکروگرانولار، غربالی و پوییکیلیتیک را نیز از خود به نمایش میگذارند (شکلهای 4- F و 4- G). در نمونههای با بافت پورفیریتیکنزدیکبه 10 تا 20 درصدحجمیِ سنگ را بلورهای فنوکریست آلکالیفلدسپار دگرسان و بیوتیت و آمفیبول (فنوکریستهای مافیک بیوتیت و آمفیبول درون این سنگها بیشتر اپاسیتیشده هستند) میسازند. در زمینه نیز مجموعهای از کانیهای کوارتز، آلکالی فلدسپار، بیوتیت و کانیهای ثانویه (مانند: کلسیت، کلریت) و کانیهای کدر دیده میشود.
زمینشیمی
بررسی زمینشیمیایی از بهترین روشهای علمی و عملی در شناخت نوع سنگ، پهنة زمینساختی، خاستگاه ماگما و روند تحولات ماگمای نخستین است. بررسی زمینشیمیایی در کنار بررسیهای سنگنگاری راهگشای بررسیهای سنگشناسی و سنگزایی سنگهای یک منطقه است. اندازهگیری عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب و بهرهگیری از نمودارهای ویژه در شناسایی نوع سنگ، خاستگاه مذاب، پهنة زمینساختی پیدایش سنگ و ... دستیابی به هدف یادشده نزدیک میشود. دادههای ایزوتوپی نیز برای بررسی درستی یافتههای بهدستآمده از بررسی دادههای زمینشیمیایی بهکار برده میشوند. ازآنجاییکه دادههای ایزوتوپی در این بررسی در دسترس نیستند، تنها دادههای زمینشیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب در جدول 1 بهکار برده شدهاند.
میزان تغییرات SiO2 در نمونههای بررسیشده از 33/51 تا 13/84 درصدوزنی است. برای نامگذاری سنگها، نمودار Zr/TiO2 دربرابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977) بهکار برده شد. در این نمودار، نمونهها در محدودههای سابآلکالیبازالت، آندزیت، داسیت و ریولیت جای گرفتهاند. این نکته با یافتههای سنگنگاری همخوانی دارد (شکل 5- A). برتری کاربرد این نمودار، بهرهگیری از عنصرهای فرعی در کنار عنصرهای اصلی در ردهبندی سنگهای آذرین است. برای بررسی سرشت ماگمای سنگهای آتشفشانی، نمودار پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976) بهکار برده شد. در این نمودار، نمونههای بررسیشده در گسترة کالکآلکالنِ پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفتهاند (تنها نمونه HZ2287 ویژگی سری کالکآلکالن کلسیک از خود نشان داده است). همانگونهکه در این نمودار دیده میشود، جایگیری نمونههای ریولیتی در محدودة تولهایتی چهبسا پیامد دگرسانی بالا در این سنگهاست. بررسیهای سنگنگاری نیز درستی این نکته را نشان میدهند (شکل 5- B).
جدول 1- دادههای تجزیة شیمیایی گدازههای گوناگون پالئوژن در جنوب بصیران (خاور بلوک لوت) (اکسیدهای عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) با روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب و عنصرهای خاکی کمیاب (برپایة ppm) با روش ICP-MS اندازهگیری شدهاند. آهن بهصورت آهن کل است و LOI نشاندهندة میزان مواد فرار برپایة درصد است)
|
Sample No: |
HZ- 32 |
HZ- 287 |
HZ- 50 |
HZ- 220 |
HZ- 201 |
HZ- 146 |
HZ- 13 |
HZ- 283 |
HZ- 324 |
HZ- 169 |
HZ- 56 |
HZ- 66 |
HZ- 125 |
HZ- 236 |
HZ- 314 |
|
Petrography |
Ba |
An |
An |
An |
An |
An |
Da |
Da |
Da |
Da |
Rh |
Rh |
Rh |
Rh |
Rh |
|
SiO2 |
51.33 |
55.91 |
56.01 |
58.24 |
58.33 |
60.11 |
63.44 |
65.66 |
66.94 |
66.99 |
76.11 |
78.5 |
82.16 |
83.12 |
84.13 |
|
TiO2 |
0.97 |
1.41 |
1.33 |
0.23 |
0.76 |
1.6 |
1.12 |
0.54 |
0.96 |
1.02 |
0.12 |
0.75 |
1.36 |
0.3 |
0.81 |
|
Al2O3 |
17.87 |
19.7 |
17.08 |
16.84 |
15.98 |
15.88 |
15.83 |
15.53 |
14.71 |
15.55 |
14.97 |
12.79 |
10.3 |
1.27 |
8.13 |
|
Fe2O3T |
8 |
4.012 |
6.25 |
6.53 |
7.52 |
6.43 |
5.51 |
4.59 |
4.77 |
3.31 |
1.5 |
3.22 |
1.02 |
1.44 |
2.49 |
|
MnO |
0.13 |
0.067 |
0.15 |
0.1 |
0.14 |
0.12 |
0.07 |
0.09 |
0.16 |
0.06 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.015 |
|
MgO |
5.24 |
3.24 |
2.98 |
3.77 |
2.94 |
2.23 |
2.56 |
2.02 |
1.8 |
1.54 |
0.18 |
0.098 |
0.1 |
4.96 |
0.63 |
|
CaO |
9.5 |
8.65 |
8.7 |
6.78 |
7.71 |
5.87 |
2.75 |
4.27 |
3.8 |
3.91 |
0.47 |
3.56 |
2.09 |
8.75 |
0.59 |
|
Na2O |
2.81 |
5.88 |
2.96 |
2.49 |
2.79 |
3.32 |
3.036 |
3.44 |
3.41 |
4.04 |
0.19 |
0.13 |
1.14 |
0.1 |
2.88 |
|
K2O |
3.08 |
0.92 |
4 |
3.76 |
3.22 |
4.41 |
5.48 |
3.42 |
3.3 |
3.76 |
6.23 |
0.12 |
0.98 |
0.12 |
0.71 |
|
P2O5 |
0.22 |
0.44 |
0.35 |
0.058 |
0.46 |
0.35 |
0.33 |
0.17 |
0.25 |
0.32 |
0.037 |
0.14 |
0.16 |
0.09 |
0.15 |
|
LOI |
3.53 |
3.44 |
2.61 |
1.73 |
2.36 |
2.25 |
3.23 |
2.12 |
1.73 |
2.75 |
3.78 |
3.5 |
3.4 |
3.18 |
2.76 |
|
Total |
102.68 |
103.66 |
102.42 |
100.53 |
102.21 |
102.57 |
103.36 |
101.85 |
101.83 |
103.25 |
103.59 |
102.81 |
102.7 |
103.41 |
103.3 |
|
Ba |
531 |
269 |
608 |
598 |
568 |
593 |
654 |
452 |
525 |
640 |
360 |
507 |
257 |
45 |
83 |
|
Be |
7.8 |
7.6 |
10.4 |
6.3 |
9.1 |
6.4 |
3.3 |
2.7 |
1.8 |
0.8 |
0.2 |
2.8 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
|
Co |
26.9 |
10.1 |
21.8 |
5.2 |
25.3 |
15.3 |
14.2 |
45.3 |
10.6 |
7.5 |
1 |
30 |
1 |
63.7 |
6.3 |
|
Cr |
166 |
22 |
55 |
84 |
94 |
66 |
57 |
22 |
66 |
49 |
23 |
51 |
66 |
9 |
76 |
|
Cs |
5.5 |
6.3 |
3.6 |
5.8 |
6 |
8.7 |
10.5 |
2.5 |
1.3 |
5.9 |
11.8 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
1.6 |
|
Hf |
1.97 |
1.68 |
2.84 |
4.52 |
0.5 |
4.92 |
3.29 |
2.25 |
2.57 |
1.23 |
3.29 |
1.47 |
3.97 |
0.5 |
1.28 |
|
Nb |
8.5 |
6.6 |
8.4 |
10.7 |
7.2 |
12.6 |
9.1 |
8.4 |
8.9 |
9.7 |
12 |
8.6 |
13.6 |
3.3 |
6.4 |
|
Pb |
16 |
6 |
17 |
13 |
21 |
19 |
19 |
16 |
24 |
21 |
21 |
53 |
57 |
8 |
8 |
|
Mn |
935 |
498 |
1106 |
737 |
1098 |
867 |
514 |
642 |
1179 |
475 |
33 |
9 |
29 |
507 |
111 |
|
Rb |
56 |
26 |
76 |
75 |
75 |
119 |
173 |
109 |
99 |
107 |
220 |
1 |
3 |
<1 |
31 |
|
Sr |
816.2 |
518.8 |
802.9 |
566.2 |
693.2 |
659.8 |
269.5 |
293.9 |
273.3 |
502.6 |
207.6 |
1918.9 |
1345 |
77.7 |
103.8 |
|
Ta |
0.75 |
0.69 |
0.84 |
0.98 |
0.75 |
1.08 |
0.87 |
1.3 |
0.86 |
1.07 |
1.5 |
1.2 |
1.24 |
1.02 |
0.65 |
|
Th |
3.91 |
2.76 |
11.41 |
17.26 |
10.07 |
18.83 |
13.67 |
11.92 |
10.69 |
19.33 |
51.23 |
13.17 |
12.25 |
1.83 |
5.8 |
|
U |
0.9 |
0.5 |
3.2 |
3.9 |
2.2 |
4.8 |
2.8 |
2.6 |
2.3 |
3.8 |
9.5 |
2.6 |
3.4 |
1 |
1.2 |
|
V |
200 |
214 |
254 |
170 |
223 |
181 |
129 |
105 |
98 |
69 |
33 |
124 |
59 |
66 |
43 |
|
Zr |
86 |
71 |
121 |
181 |
16 |
186 |
111 |
88 |
86 |
44 |
100 |
65 |
134 |
11 |
50 |
|
Y |
15.7 |
21.2 |
23.3 |
21.7 |
18.5 |
20.1 |
19.2 |
21.8 |
21.1 |
11.6 |
16.7 |
7.4 |
6.6 |
4.3 |
9.7 |
|
La |
22 |
9 |
24 |
27 |
20 |
30 |
26 |
21 |
21 |
27 |
37 |
33 |
25 |
5 |
15 |
|
Ce |
55 |
28 |
59 |
66 |
45 |
75 |
60 |
47 |
49 |
54 |
81 |
79 |
50 |
4 |
33 |
|
Pr |
5.08 |
1.91 |
5.26 |
6.31 |
4.52 |
7.02 |
5.4 |
4.31 |
4.41 |
4.66 |
6.46 |
8.22 |
4.02 |
0.21 |
3.32 |
|
Nd |
23.6 |
12 |
24.2 |
27 |
21.2 |
29.9 |
23.1 |
19.4 |
19.7 |
18.6 |
23.9 |
33.3 |
15.7 |
3.9 |
15.9 |
|
Sm |
4.74 |
2.9 |
5.01 |
5.13 |
4.26 |
5.77 |
4.54 |
3.94 |
4.12 |
3.23 |
4.05 |
5.71 |
2.66 |
0.57 |
3.02 |
|
Eu |
1.5 |
1.03 |
1.43 |
1.18 |
1.14 |
1.52 |
1.03 |
0.93 |
0.98 |
0.93 |
0.69 |
1.49 |
0.67 |
0.12 |
0.58 |
|
Gd |
3.61 |
2.58 |
3.94 |
4.09 |
3.5 |
4.36 |
3.46 |
3.26 |
3.46 |
2.64 |
3.47 |
4.27 |
2.33 |
0.77 |
2.55 |
|
Tb |
0.57 |
0.56 |
0.71 |
0.69 |
0.6 |
0.73 |
0.59 |
0.58 |
0.61 |
0.4 |
0.5 |
0.55 |
0.29 |
0.13 |
0.38 |
|
Dy |
3 |
3.55 |
4.1 |
3.95 |
3.45 |
3.87 |
3.46 |
3.54 |
3.74 |
2.15 |
2.86 |
2.1 |
1.48 |
0.76 |
2.1 |
|
Er |
1.57 |
2.24 |
2.39 |
2.41 |
2.13 |
2.24 |
2.09 |
2.34 |
2.37 |
1.24 |
1.86 |
0.9 |
0.8 |
0.47 |
1.68 |
|
Tm |
0.23 |
0.34 |
0.37 |
0.36 |
0.31 |
0.32 |
0.35 |
0.34 |
0.35 |
0.19 |
0.32 |
0.14 |
0.12 |
<0.1 |
0.2 |
|
Yb |
1.8 |
2.4 |
2.9 |
2.6 |
2.4 |
2.3 |
2.2 |
2.4 |
2.3 |
1.1 |
1.9 |
1 |
0.4 |
0.3 |
1 |
|
Lu |
0.19 |
0.28 |
0.32 |
0.32 |
0.28 |
0.3 |
0.28 |
0.31 |
0.31 |
0.17 |
0.31 |
0.15 |
0.11 |
<0.1 |
0.18 |
|
Zr/Y |
5.48 |
5.19 |
9.25 |
8.34 |
0.87 |
3.35 |
5.78 |
3.79 |
4.04 |
4.08 |
5.99 |
8.78 |
20.3 |
2.56 |
5.16 |
|
LaN/YbN |
8.24 |
5.58 |
8.79 |
7 |
5.62 |
2.53 |
7.79 |
16.55 |
5.9 |
6.16 |
13.13 |
22.25 |
42.14 |
11.24 |
10.11 |
|
CeN/YbN |
7.9 |
5.26 |
8.43 |
6.57 |
4.85 |
3.02 |
7.05 |
12.7 |
5.07 |
5.51 |
11.03 |
20.43 |
32.33 |
3.45 |
8.54 |
|
Eu/Eu* |
1.11 |
0.98 |
0.93 |
0.79 |
0.9 |
1.15 |
0.79 |
0.97 |
0.79 |
0.79 |
0.56 |
0.92 |
0.82 |
0.55 |
0.64 |
شکل 5- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار ردهبندی شیمیایی برپایة Zr/TiO2 دربرابر SiO2 (Winchester and floid, 1977)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) برای شناسایی سری ماگمایی (نماد نمونهها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)
در روند جایگیری نمونهها در نمودارهای تغییرات عنصرهای اصلی دربرابر SiO2 (Harker, 1909)، میان نمونههای ریولیت (HZ56، HZ66، HZ125، HZ236 و HZ314) و نمونههای داسیت، آندزیت و بازالت (HZ13، HZ32، HZ50، HZ146، HZ169، HZ201، HZ220، HZ283، HZ287 و HZ234) جدایش آشکاری دیده میشود؛ بهگونهایکه روندهای جداگانه و گاه متفاوت از هم نشان میدهند (شکل 6). ناپیوستگی یادشده در روند جایگیری نمونههای بررسیشده چهبسا نشانة نبود وابستگی زایشی میان سنگهای گوناگون حد واسط و بازیک (داسیت، آندزیت و بازالت) با سنگهای اسیدی (ریولیت)، آلایش بیشتر با مواد پوستهای در مذاب مادر سنگهای ریولیتی (که سنگی تکامل یافتهتر در ستون آتشفشانیِ این محدوده بهشمار میرود) و یا دگرسانی بسیار در سنگهای اسیدی باشد. میزان LOI بیشتر و نیز رخداد دگرسانی بالا در بررسیهای میدانی و سنگنگاری در سنگهای اسیدی نیز گویای درستی این نکته هستند. در سنگهای حد واسط و بازیک، در اکسیدهای K2O و Na2O روند افزایشی و در اکسیدهای Al2O3، CaO، Fe2O3، MgO، MnO، P2O5 و TiO2 روند کاهشی دیده میشود. افزایش میزان K و Na با پیشرفت روند جدایش بلورین (افزایش میزان SiO2) در سنگهای بررسیشده روندی عادی بوده است که در آن عنصرهای یادشده در مراحل پایانی جدایش بلورین ماگمایی به ساختار بلورهای آلکالیفلدسپار افزوده میشوند. روند کاهشی Al2O3 همراه با جدایش بلورین ماگمایی چهبسا پیامد افزودهشدن عنصر Al در بلورهای پلاژیوکلاز است که در مراحل نخستین تبلور ماگمایی پدید آمده است (He et al., 2010). روند کاهشی CaO همراه با جدایش بلورین، پیامد ورود و مشارکت این عنصر در ساختار بلورهای پلاژیوکلاز کلسیکتر در مراحل نخستین تبلور ماگما نسبت به پلاژیوکلازهای سدیکتر در مراحل پایانی تبلور ماگماست (Zarasvandi et al., 2013; Morata and Aguirre, 2013). همچنین، روندهای کاهشی CaO، MgO و MnO همزمان با پیشرفت تبلور پیامد مشارکت و افزودهشدن این عنصرها در ساختار کانیهای مافیک متبلورشده در مراحل آغازین تبلور ماگماست (Gao and Zhou, 2013). همة روندهای یادشده گویای تبلور سنگهای بازیک و حد واسط در پی فرایند تبلوربخشی از یک ماگمای یکسان است. با اینکه روندهای منظم و قابل پیشبینی در سنگهای بازیک و حد واسط دیده میشوند، در نمونههای اسیدی تنها روندی که دیده میشود، روند کاهشی Al2O3 است؛ اما دیگر اکسیدهای عنصرهای اصلی، روند افزایشی و یا کاهشی آشکاری دربرابر افزایش SiO2 نشان نمیدهند.
شکل 6- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در نمودارهای تغییرات اکسیدهای عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) دربرابر SiO2 (Harker, 1909) (نماد نمونهها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)
نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه برای نمونههای بررسیشده در شکل 7- A آورده شده است. برای بیشتر نمونههای بازیک، حد واسط و اسیدی بررسیشده، عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، P، Zr و Ti) آنومالی منفی دارند. همچنین، عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: Cs، K، Rb، U و Th) دربرابر عنصرهای HFSE غنیشدگی نشان میدهند؛ اما در نمونههای ریولیتی میزان برخی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (مانند: K و Rb) بهگونة آشکاری کاهش یافته است که علت آن چهبسا دگرسانی کمابیش بالای این سنگها بوده است. غنیشدگی در LILE و تهیشدگی در HFSE از نشانههای ماگماهای پهنههای فرورانشی (مانند: کمانهای آتشفشانی درون مرز فعال قارهای) هستند (Gill, 1981; Pearce, 1983; Willson, 1989; Rollinson, 1993; Walker et al, 2001). آنومالی مثبت U و Th در همة نمونهها میتواند به سبب اضافه شدن رسوبهای پلاژیک و یا پوستة اقیانوسی دگرسان شده به سنگ خاستگاه (Fan et al., 2003) و یا آلایش پوستهای باشد. آنومالی منفی آشکار Nb در همة نمونهها نشاندهندة ﺗﺄثیر سیالهای جداشده از اسلب فرورو در بخش بالای پهنة فرورانش (Kurt et al., 2008) و نیز دخالت پوستهای در تکامل ماگماست. همچنین، آنومالی مثبت Pb در همة نمونهها نیز دخالت پوستهای را نشان میدهد (Taylor and Mclennan, 1985; Hofmann, 1997).
غنیشدگی در عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) و پیدایش شیب منفی در روند همة نمونهها چهبسا پیامد درجة کم ذوببخشی از یک خاستگاه گوشتهای، آلایش ماگمایی با مواد پوستهای (Almeide et al., 2007)، حضور کانی گارنت در خاستگاه ماگما و یا جدایش کانی هورنبلند هنگام تکامل ماگما بوده باشد (Jahangiri, 2007) (شکل، 7- B). تفاوتهای محدود در روند نمونههای بازیک و حد واسط (بازالت، آندزیت، داسیت) نسبت به نمونههای اسیدی (ریولیت) چهبسا از تغییرات بیشتر ماگمای مادر این سنگها (که ماگمایی تکاملیافتهتر در ستون آتشفشانی این محدوده است) و یا دگرسانی بالاتر این سنگها نسبت به سنگهای بازیکتر متأثر باشد. در نمونههای حد واسط و بازیک میزان Eu/Eu* برابربا 79/0 تا 15/1 است. همچنین، نبود آنومالی منفی نشانة Eu و پیامد جدایش بلورین در شرایط اکسیدی (fO2 بالا) در ماگمای مادر است؛ اما در نمونههای اسیدی میزان Eu/Eu* برابربا 55/0 تا 92/0 است و گویای جدایش بلورین در شرایط احیایی (fO2 کم) و یا جدایش زودهنگام بلورهای پلاژیوکلاز در ماگمای مادر است (Henderson, 1984; Hezarkhani, 2005).
پهنة زمینساختی
Muller و Grove (1992) با بهکارگیری نمودار Zr دربرابر Y، ماگماتیسم کمان آتشفشانی و ماگماتیسم درون صفحهای را از هم جدا کردهاند. همانگونهکه در شکل 8- A دیده میشود، نمونههای بررسیشده همگی در محدودة کمان آتشفشانی جای گرفتهاند. نسبت بالای Th/Yb چهبسا نشاندهندة خاستگاه متاسوماتیک هنگام غنیشدگی بهدنبال تأثیر سیالهای برخاسته از پوستة اقیانوسی فرورو، مرتبط با مشارکت مواد پوستهای و یا هر دو فرایند باشد (Gencalioglu Kuscu and Geneli, 2010). برپایة نمودار Th/Yb دربرابر Nb/Yb (Leat et al., 2004) و همچنین، نمودار Th/Y دربرابر Nb/Y (Alici et al., 2002)، روند غنیشدگی سنگهای آتشفشانی بازیک و حد واسط و نیز سنگهای اسیدی بررسیشده با روند غنیشدگی پهنة فرورانش همسو است (شکلهای 8- B و 8- C).
شکل 7- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار الگوی عنصرهای فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (نماد نمونهها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)
شکل 8- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار Zr دربرابر Y (Muller and Grove, 1992)؛ B) Nb/Y دربرابر Th/Y (Alici, 2002)؛ C) Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Leat et al., 2004) برای شناسایی پهنة زمینساختی
Brown و همکاران (1984) با بهکاربردن نمودار Nb دربرابر Rb/Zr، میزان بلوغ کمانهای آتشفشانی را بهدست آوردهاند. همانگونهکه در شکل 9 دیده میشود، همة نمونههای بررسیشده در محدودة کمانهای مرز قارهای نابالغ تا نرمال در قیاس با کمانهای مرز قارهای بالغ جای گرفتهاند.
شکل 9- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در نمودار Nb دربرابر Rb/Zr (Brown et al., 1984) برای بررسی میزان بلوغ کمان آتشفشانی
جایگاه سنگهای توالی آتشفشانی بررسیشده در این نمودار گویای میزان کم Nb و Zr (که از عنصرهای HFS بهشمار میروند) و میزان بالای Rb (که از عنصرهای LILE بهشمار میروند) در محل خاستگاه همانند کمانهای با میزان بلوغ کم تا نرمال در قیاس با کمانهای بالغ است.
بحث
در نمونههای حد واسط و بازیک میزان LaN/YbN برابربا 53/2 تا 79/8 است (تنها در نمونه HZ169 با کمی تفاوت برابر با 55/16 است) (جدول 1). تغییرات محدود یادشده نشاندهندة جدایش سنگهای حد واسط و بازیک از ماگمای مادر یکسان است. در نمونههای اسیدی، نسبت LaN/YbN برابربا 11/10 تا 14/42 است (جدول 1). این دامنة گستردة تغییرات چهبسا نشانة پدیدنیامدن آنها از ماگمایی یکسان و متفاوت با ماگمای مادر سنگهای حد واسط و بازیک، تفاوت در روند تکاملی سنگهای بازیک- حد واسط و اسیدی و یا پیامد تأثیر بیشتر فرایند دگرسانی بر سنگهای اسیدی باشد. در نمودار پیشنهادیِ Defant و Drummond (1990)، برپایة مقدار Y دربرابر نسبت Sr/Y و همچنین، نمودار YbN دربرابر LaN/YbN که پهنههای کمان ماگمایی نرمال را از پهنههای آداکیتی جدا کردهاند، نمونههای حد واسط در محدودة کمان ماگمایی نرمال و نمونههای اسیدی در محدودة آداکیتی جای گرفتهاند (شکلهای 10- A و 10- B). در جدول 2 ویژگیهای آداکیتهای سیلیس بالا آورده شده است. همانگونهکه در این جدول دیده میشود، سنگهای آتشفشانی اسیدی محدوده بررسیشده ویژگیهای سنگهای آداکیتی سیلیس بالا را از خود نشان میدهند.
شکل 10- مقایسه توالی آتشفشانی جنوب بصیران با سنگهای پدیدآمده در پهنههای ماگماتیسم آداکیتی در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار YbN دربرابر LaN/YbN (Martin, 1999) (نماد نمونهها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)
جدول 2- مقایسه میانگین عنصرهای گوناگون در سنگهای ریولیتی توالی آتشفشانی جنوب بصیران با سنگهای آداکیتی پرسیلیس و کمسیلیس (Martin et al., 2005)
|
Average of high SiO2 adakite |
Average of low SiO2 adakite |
Average of south of Basiran rhyolites |
|
SiO2> 60 wt% |
SiO2 < 60 wt% |
SiO2=80.80 wt% |
|
MgO= 0.5- 4 wt% |
MgO= 4- 9 wt% |
MgO= 1.19 wt% |
|
CaO+Na2O<11wt% |
CaO+Na2O>10wt% |
CaO+Na2O=3.98 wt% |
|
TiO2< 0.9 wt% |
TiO2> 3 wt% |
TiO2= 0.62 wt% |
|
Sr< 1100 ppm |
Sr> 1000 ppm |
Sr=731 ppm |
نمودار تغییرات عنصر Rb دربرابر نسبت Ba/Rb (Askren et al., 1997) با الگوی خمیده و شیب منفی نشاندهندة نقش فرایند تبلور جدایش بلورین همراه با آلایش پوستهای (AFC) (شکل 11- A) است. نمودار Ba/Th دربرابر Th/Nb (Orozco- Esquivel et al., 2007) نیز نشاندهندة نقش آلایش ماگما با رسوبهای بخش بالایی پوستة قارهای نسبتبه سنگهای بخش پایینی پوستة قارهای در پیدایش سنگهای حد واسط و بازیک است؛ اما نمونههای اسیدی که پراکندگی بسیاری دارند و در بیرون نمودارهای شکل 11- A جای گرفتهاند، الگوی خاصی برای جدایش بلورین نشان نمیدهند (شکل 11- B).
شکل 11- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار Rb دربرابر Ba/Rb (Askren et al., 1997)؛ B) Ba/Th دربرابر Th/Nb (Orozco- Esquivel et al., 2007) برای شناخت فرایندهای درگیر در تکامل ماگما (نماد نمونهها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)
شناخت دقیق گوشتهای و یا پوستهایبودن سنگ خاستگاه نیازمند بهکارگیری دادههای ایزوتوپی است که متأسفانه در این نوشتار در دسترس نیستند. همانگونهکه در مقدمه نیز گفته شد، سکانس آتشفشانی جنوب بصیران بخشی از پهنة آتشفشانی- نفوذی خاور ایران است که بسیاری از بررسیهای پیشین (مانند: بررسیهای Pang و همکاران (2013)) برپایة دادههای زمینشیمیایی و ایزوتوپی نشاندهندة خاستگاه گوشتهای دربرابر خاستگاه پوستهای برای بخش آتشفشانی آن است. در مذاب های گوشتهای، نسبت Sm/Yb به ترکیب کانیشناسی ناحیه خاستگاه وابسته است و میزان نسبت La/Sm چهبسا نشاندهندة درصد ذوببخشی باشد (Aldanmaz et al., 2000). برپایة نکتههای یادشده، نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) برای شناسایی سنگ خاستگاه و درصد ذوببخشی بهکار برده شد (شکل 12- A). همانگونهکه در این نمودار دیده میشود، همة نمونههای بررسیشده پیامد ذوببخشی کمتر از 5 درصد از یک خاستگاه غنیشده با ترکیب لرزولیتی (گارنت و اسپینلدار) هستند. وجود کانی گارنت دربرابر اسپینل (که کانی بجامانده در خاستگاه ماگمای سازندة سنگهای بازیک- حد واسط است) با نسبتهای کم LaN/YbN (17/7 تا 08/13) و CeN/YbN (74/5 تا 69/10) سازگار است (Aldanmaz et al., 2000)؛ اما در نمونههای اسیدی نسبت LaN/YbN (11/10 تا 14/42) و نسبت CeN/YbN (45/3 تا 33/32) متغیر هستند. پراکندگی نسبی نمونههای اسیدی در شکل 12- A و نیز دامنه بزرگتر تغییرات در نسبتهای یادشده چهبسا پیامد خاستگاه گوناگون نمونههای مختلف اسیدی با نمونههای بازیک- حد واسط و نیز نمونههای گوناگون اسیدی نسبت به همدیگر، تغییرات زمینشیمیایی بیشتر در ماگمای مادر سنگهای اسیدی (بهعنوان ماگمایی تکاملیافتهتر در پی فرایند آلایش پوستهای) نسبت به ماگمای مادر سنگهای بازیک- حد واسط و یا پیامد دگرسانی بالای نمونههای اسیدی است. درکل، برای زایش ماگمای مادر سنگهای بازیک- حد واسط، ذوب درجه کم یک گوشته غنیشده (گارنت لرزولیت) در پی ﺗﺄثیر سیالهای برخاسته از پوستة اقیانوسی فرورو و توالی سنگی پدیدآمده در پی فرایند تبلوربخشی، بههمراه آلایش پوستهای قابل تصور است؛ اما دربارة زایش ماگمای مادر سنگهای ریولیتی و با ویژگیهای آداکیتی با توجه به شمار کم و پراکندگی نمونهها نمیتوان نظر خاصی داد. شناخت دقیقتر سنگ خاستگاه و نیز ژرفای خاستگاهگرفتن ماگمای مادر نیازمند بهرهگیری از دادههای ایزوتوپی است. Ellam و Cox (1991) از Ce دربرابر نسبت Ce/Yb برای بررسی ژرفای رویداد ذوببخشی بهره گرفتهاند؛ زیرا این نسبت هنگام فرایند تبلوربخشی دچار تفاوت چندانی نمیشود و به درجة ذوببخشی وابسته است. همة نمونههای برداشتشده از محدودة بررسیشده (مگر نمونة HZ236) نشاندهندة ذوببخشی در ژرفای 100 تا 110 کیلومتری هستند.
برپایة همة آنچه در بخشهای گوناگون این نوشتار گفته شد، روشن است زایش ماگمای مادر سنگهای آتشفشانی رخنمونیافته در محدودة بررسیشده (که بخشی از پهنة آتشفشانی- نفوذی در خاور ایران بهشمار میرود) از گوشتهای غنیشده (گارنتلرزولیت) و در پی ﺗﺄثیر سیالها برخاسته از پوستة اقیانوسی فرورو بوده است. تنوع در توالی سنگی نیز پیامد فرایند تبلوربخشی بههمراه آلایش پوستهای است. با وجود حضور بقایای پوستة اقیانوسی در بخش خاوری محدودة بررسیشده و با پذیرش فرورانش بهسوی باختر پوستة اقیانوسی در خاور ایران (به زیر بلوک لوت) (Eftekharnezhad, 1981; Arjmandzadeh et al 2011; Zarinkoub et al, 2012; Pang et al., 2013)، غنیشدگی گوشته در محل خاستگاه سنگهای آتشفشانی بررسیشده در ارتباط با فرورانش پوستة اقیانوسی واقع در خاور ایران به زیر بلوک لوت دانسته میشود. از سوی دیگر، با پذیرفتن زمان کرتاسه پسین برای زمان بستهشدن اقیانوس در خاور ایران و برخورد بلوک های لوت و افغان (Zarinkoub et al., 2012; Angiboust et al., 2013; Brocker et al., 2013)، پس سنگ های آتشفشانی بررسیشده در یک پهنة کششی پس از برخورد پدید آمدهاند. این نکته با الگوی پیشنهادیِ Pang و همکاران (2013) همخوانی دارد؛ اما اگر الگوی فرورانش بهسوی باختر پوستة اقیانوسی در خاور ایران نادرست باشد (Saccani et al., 2010)، غنیشدگی گوشتهای و نیز زایش سنگهای آتشفشانی بررسیشده (که بخشی از پهنة آتشفشانی- نفوذی خاور ایران بهشمار میرود) را باید وابسته به فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر بلوک لوت (که بخشی از ایران مرکزی در مرحله پیش یا پس از برخورد است) دانست. به باور نگارندگان، بررسی جامع و دقیق زمینفیزیکی در محدودة بلوک لوت برای پذیرفتن یا نپذیرفتن الگوی فرورانش بهسوی باختر پوستة اقیانوسی در خاور ایران، در کنار دادههای زمینشیمیایی، ایزوتوپی و سنسنجی چهبسا پاسخگوی ابهام در نکته یادشده باشد.
شکل 12- ترکیب توالی آتشفشانی جنوب بصیران در: A) نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) برای شناخت خاستگاه و نیز درصد ذوببخشی (Garnet lherzolite: (Ol60+Opx20+Cpx10+Gn10)؛ Spinel lherzolite: (Ol53+Opx27+Cpx17+Sp11)؛ DM: گوشته تهیشده برپایة ترکیب پیشنهادیِ McKenzi و O'Nions (1991)؛ PM: گوشته اولیه یا غنیشده؛ N- MORB: بازالت پشتة میاناقیانوسی نرمال؛ E- MORB: بازالت پشتة میاناقیانوسی غنیشده برپایة ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989)؛ B) نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam and Cox, 1991) برای ارزیابی ژرفای ذوب (نماد نمونهها در همه نمودارها همانند شکل 5- A است)
نتیجهگیری
برپایة بررسیهای سنگنگاری و زمینشیمیایی، گدازههای پالئوژن (بازالت، آندزیت، داسیت و ریولیت) در جنوب بصیران سرشت ماگمایی کالکآلکالن، کالکآلکالنِ پتاسیم بالا و نیز شوشونیتی دارند. روند عنصرها در نمودارهای هارکر نشانة نبود پیوستگی زمینشیمیایی میان سنگهای گوناگون بازیک و حد واسط (بازالت، آندزیت و داسیت) دربرابر سنگهای اسیدی (ریولیت) در این محدوده است. غنیشدگی در عنصرهای LILE دربرابر عنصرهای HFSE، آنومالی آشکار و مثبت U و Th، آنومالی منفی Nb و Zr و همچنین، شیب منفی در روند جایگیری عنصرهای خاکی کمیاب چهبسا نشانة پیدایش ماگمای مادر همة نمونههای بررسیشده در محدودة بالای پهنة فرورانش باشند. آنومالی مثبت Pb نشاندهندة آلایش ماگما با پوستة قارهای در همة نمونههای بررسیشده است. تفاوت های محدود در روند نمونههای بازیک و حد واسط (بازالت، آندزیت، داسیت) نسبت به نمونههای اسیدی (ریولیت) چهبسا پیامد تغییرات بیشتر ماگمای مادر سنگهای اسیدی (که ماگمایی تکاملیافتهتر دربرابر ماگمای مادر سنگهای بازیک- حد واسط است) و یا دگرسانی بالاتر این سنگها نسبت به سنگهای بازیکتر باشد. سنگهای حد واسط ویژگیهای پهنههای کمانی نرمال و نمونههای ریولیتی با وجود دگرسانی بالا، ویژگیهای پهنههای آداکیتی با سیلیس بالا را به نمایش میگذارند. در این محدوده، برای سنگهای بازیک- حد واسط درجه کم ذوببخشی از خاستگاه غنیشده لرزولیتی (گارنتلرزولیت) در ژرفای 100 تا 110 کیلومتری در یک پهنة زمینساختی با ویژگیهای کمانی نابالغ تا نرمال منطقی بهنظر میرسد. دربارة خاستگاه سنگهای اسیدی نمیتوان نظر داد؛ زیرا شمار نمونههای تجزیهشده کم و دگرسانی آنها بسیار است و نیز نمونهها در نمودارهای گوناگون پراکندگی دارند.
)