Document Type : Original Article
Author
آذربایجان شرقی- دانشگاه پیام نور
Abstract
Keywords
Main Subjects
سنگهای آتشفشانی، به‌ویژه سنگهای بازالتی، افزون‌بر اینکه در شناخت نوع گوشته و فرایندهای مؤثر بر آن به‌کار برده می‌شوند، بی‌گمان در شناسایی جایگاه زمین‌ساختی نیز نقش مؤثری بازی می‌کنند (Rogers and Van Staal, 2003). سنگهای آتشفشانی با ترکیب بازالتی در روستای متاع در کرانة جنوبی پهنة سنندج- سیرجان جنوبی و در جنوبباختری شهرستان جیرفت رخنمون دارند (شکل 1).
شکل 1- A) نقشة ساختاری باختر ایران و جایگاه منطقة متاع (نمادِ ستاره) در پهنة سنندج- سیرجان (Mohajjel et al., 2003)؛ B) نقشة زمین‌شناسی منطقة متاع و گسترش توالی آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک (برگرفته از: Aghazadeh و Barati (2010)، با تغییرات)
افزون‌بر بررسی‌های زمین‌شناسی و تهیه نقشه (Babakhani, 1992; Shahraki, 2003)، Badrzadeh و همکاران (2011) سنگهای بازالتی سرگز در بخش شمالی منطقه، Ahmadipour و Rostamizadeh (2012) تودة گرانیتوییدی سرگز و Badrzadeh و Aghazadeh (2014) توده‌های نفوذی منطقة متاع را بررسی کرده‌اند؛ اما تا کنون بررسی‌های جامعی روی سنگهای بازالتی در منطقة متاع انجام نشده است. سنگهای بازالتی متاع با روند عمومی شمالباختری- جنوب‌خاوری، به توالی آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک متعلق هستند (Babakhani, 1992). این توالی روی مجموعه سنگهای دگرگونی پالئوزوییک به‌صورت ناپیوسته جای گرفته است و با سنگ‌آهک کالپیونلادار به سن ژوراسیک بالایی- نئوکومین پوشیده می‌شود. ازاینرو، برپایة رابطة سنی و بررسی‌های زمین‌شناسی، سن آنها ژوراسیک زیرین دانسته شده است (Shahraki, 2003). در این نوشتار ویژگی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی سنگهای بازالتی این سکانس با هدف شناسایی پیدایش و جایگاه زمین‌ساختی کهن آنها بررسی شده است. بی‌گمان فهم جایگاه زمین‌ساختی این سنگ‌ها گامی مهم در فهم تکامل زمین‌ساختی پهنة سنندج- سیرجان جنوبی بازی می‌کند.
زمین‌شناسی
پهنة سنندج- سیرجان (شکل 1) با روند شمالباختری- جنوب‌خاوری بخشی از کوهزاد زاگرس در باختر ایران است (Mohajjel and Fergusson 2000). این پهنه با پی‌سنگ نئوپروتروزوییک تا ائوآرکئن در لبة شمالی گندوانا جای دارد (Nutman et al., 2014) و با بازشدن اقیانوس تتیس جوان در زمان پرمین تا تریاس (Mohajjel et al., 2003)، به‌عنوان بخشی از خردقاره سیمرین از گندوانا جدا شده است. سنگهای رخنمون‌یافتة این پهنه، سنگهای رسوبی و آتشفشانی دگرگون‌شده و سنگهای جوان‌تر آن دگرگون‌نشده هستند که توده‌های نفوذی فراوان مافیک تا فلسیک در آنها نفوذ کرده‌اند (Nutman et al., 2014).
مجموعه سنگهای دگرگون‌شده تا رخسارة شیست‌سبز تا آغاز رخسارة آمفیبولیت با سن نسبی پالئوزوییک از کهن‌ترین گروه‌های سنگی رخنمون‌یافته در منطقة متاع هستند (Babakhani, 1992). این مجموعه دربرگیرندة فیلیت، ماسه‌سنگ دگرگون‌شده، میکاشیست، آمفیبول‌شیست، کوارتزیت و آهک‌های کریستالین و مرمری‌شده است که در خاور و جنوب منطقة متاع رخنمون دارند. آغاز دوران مزوزوییک در منطقه با نهشته‌شدن مجموعه سنگهای آتشفشانی- رسوبیِ منتسب به ژوراسیک زیرین و با ریخت‌شناسی کمابیش مرتفع شناخته می‌شود. این توالی میان دو ناپیوستگی است. ناپیوستگی نخست مربوط به دگرشیبی میان مجموعه سنگهای دگرگون‌شده پالئوزوییک و قاعده سکانس آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک و ناپیوستگی دوم مربوط به ته‌نشست سنگ‌آهک کالپیونلادار به سن ژوراسیک بالایی- نئوکومین (Shahraki, 2003) روی این سکانس است. در شکل 2 ستون چینه‌شناسی سکانس آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک آورده شده است.
واحدهای سنگ‌چینه‌ای اصلی که در منطقة متاع گسترش دارند شامل 5 واحد است (شکل‌های 1و 2) که از قدیم به جدید عبارتند از:
واحد 1: ردیفی از سنگهای آذرآواری فلسیک (شامل توفیت و کریستال‌لیتیک‌توف‌فلسیک)، سنگ‌آهک‌توفی، توف‌آهکی و سنگ‌آهک است (شکل‌های 1 و3) که به‌صورت ناپیوسته روی مجموعه‌های دگرگونی پالئوزوییک ته‌نشست شده‌اند. واحدهای آذرآواری این واحد بسیار دانه‌ریز تا متوسط‌دانه هستند و ترکیب اسیدی دارند. استوک‌ها و دایک‌های با ترکیب گابرودیوریتی تا کوارتزدیوریتی در این واحد نفوذ کرده‌اند (شکل 1) و رخداد دگرگونی همبری ضعیف در سنگهای پیرامون را در پی داشته‌اند. در پی نفوذ توده‌ها و نیز رفتار زمین‌ساختی، شیب و امتداد لایه‌های این واحد تغییرات چشمگیری نشان می‌دهند.
شکل 2- ستون چینه‌شناسی نمادین از توالی آتشفشانی- رسوبی ژوراسیک زیرین در منطقة متاع
واحد2: به‌سوی بالای سکانس، سنگهای رسوبی کم‌کم حذف شده‌اند و توالی شامل تناوبی از سنگهای آذرآواری اسیدی و میان‌لایه‌هایی از سنگهای آتشفشانی بازیک است (شکل 2). در بخش بالایی این واحد بر حجم سنگهای بازالتی افزوده می‌شود.
شکل 3- تصویرهای صحرایی از رخنمون گروه‌های سنگی گوناگون توالی آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک در منطقة متاع. A) ردیف توفهای آهکی و آهک‌های توفی در قاعده توالی (دید رو به شمال)؛ B) تناوب توف اسیدی و گدازه بازیک در زیر گدازه‌های بالشی بازالتی (دید رو به شمالخاوری)؛ C) نمایی از گسترش بازالت‌های بالشی منطقه (دید رو به جنوب)؛ D) نمایی نزدیک از بالش‌های بازالتی که فضای میان بالش‌ها با چرت و سیلیس پر شده است؛ E) واحد توف اسیدی روی گدازه‌های بالشی بازالتی (دید رو به خاور)؛ F) گسترش چشمگیر رسوب‌های نوع فلیش (واحد 5) روی نهشته‌های بازالتی و آذرآواری (دید رو به جنوب)
واحد 3: سنگهای آذرآواری واحد 2 کم‌کم حذف شده‌اند و سکانس با ته‌نشست سنگهای بازالتی با ساخت بالشی شناخته می‌شود (شکل 3). ضخامت این واحد به 5/1 تا 2 کیلومتر می‌رسد. از دیدگاه ریخت‌شناسی، بازالت‌های بالشی بخش‌های مرتفع سکانس را می‌سازند و به رنگ سیاه تا سبز تیره هستند. قطر بالش‌های بازالتی از 20 سانتیمتر تا 1 متر است. بازالت‌ها حفره‌های پرشده از کلریت و گاه کربنات با قطر کمتر از 2 میلیمتر دارند.
واحد 4: بازالت‌های بالشی به‌ترتیب با واحد توف فلسیک به رنگ سبز روشن تا خاکستری پوشیده شده‌اند.
واحد 5: روی واحد توف اسیدی، کنگلومرای پلی‌ژنتیک به‌گونة هم‌شیب جای گرفته است. روی آن را واحد فلیش با ردیف ضخیمی از رسوب‌های ماسه‌سنگی، ماسه‌سنگ آهکی، سیلتستون، شیل و کمی میان‌لایه‌های آهکی پوشانده است. رسوب‌های نوع فلیش به‌ترتیب با آهک‌های کالپیونلادار به سن ژوراسیک بالایی- نئوکومین (Shahraki, 2003) به‌صورت ناپیوسته و دگرشیب پوشیده شده‌اند (شکل 2). دایک‌های فراوان تأخیری با حاشیه زودسردشده و با ترکیب بیشتر دیابازی و کوارتزدیوریتی درون مجموعة سنگهای آتشفشانی- رسوبی و نیز رسوب‌های نوع فلیش هجوم آورده‌اند. این دایک‌ها پایانی‌ترین رویداد ماگماتیسم در منطقة متاع هستند.
برپایة بررسی‌های زمین‌شناسی و روابط سنگ‌چینه‌ای سن بازالت‌های بالشی ژوراسیک زیرین دانسته شده است (Shahraki, 2003).
برپایة بررسی‌های صحرایی و سنگ‌شناسی از ویژگی‌های مهم این توالی سنگی، ولکانیسم دوگانه (bimodal) آن است که با حضور سنگهای آتشفشانی با ترکیب اسیدی و بازیک و نبود سنگهای آتشفشانی با ترکیب حد واسط شناخته می‌شود. رخداد سنگهای آهکی و آهک‌توفی در قاعده مجموعه آذرین- رسوبی ژوراسیک زیرین، تناوب سنگهای آذرآواری و آتشفشانی اسیدی و بازیک و ته‌نشست بازالت‌های با ساخت بالشی نشان‌دهندة پیدایش این مجموعه در یک پهنة زیردریایی است.
روش انجام پژوهش
نمونه‌برداری از بخش‌های گوناگون رخنمون سنگهای بازالتی منطقه و از بخش‌های با کمترین دگرسانی انجام شد. از میان نمونه‌های برداشت‌شده، شمار 147 مقطع نازک تهیه شد. همچنین، نقشة زمین‌شناسی منطقه برپایة بررسی‌های صحرایی و میکروسکوپی رسم شد. برای بررسی‌های زمین‌شیمیایی و سنگ‌زایی، شمار 13 نمونه از نمونه‌های بازالتی برای تجزیة شیمیایی فرستاده شدند. تجزیة شیمیایی نمونه‌ها برای عنصرهای اصلی به روش XRF و به روش پیشنهادیِ Goto و Tatsumi (1996) و عنصرهای کمیاب به روش ICP–MS و به روش پیشنهادیِ Chen و همکاران (2010) در دانشگاه گوانجو کشور چین انجام گرفت (جدول 1). خطای تجزیه در روش XRF در مقایسه با استانداردهای GSR-1، GSR-3 و RSR-2 کمتر از 5% است و دقت آنالیز عنصرهای کمیاب نزدیک‌به 5% برپایة آنالیز استانداردهای BHVO-2، GSR-1، AGV-1 و W-2 برآورد شده است.
جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی نمونه‌های بازالتی منطقة متاع (جنوب‌خاوری کرمان) (عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی و عنصرهای فرعی برپایة ppm)
|
Sample No. |
GB-1 |
GB-2 |
GB-3 |
GB-4 |
GB-5 |
GB-6 |
GB-7 |
GB-8 |
GB-9 |
GB-10 |
GB-11 |
GB-12 |
GB-13 |
|
SiO2 |
49.11 |
49.11 |
49.20 |
49.07 |
49.68 |
48.87 |
50.12 |
50.47 |
51.08 |
51.20 |
51.58 |
51.86 |
50.79 |
|
TiO2 |
0.81 |
0.85 |
0.85 |
0.86 |
0.88 |
0.97 |
0.99 |
1.25 |
1.35 |
1.39 |
1.43 |
1.50 |
1.80 |
|
Al2O3 |
16.21 |
17.04 |
16.93 |
16.32 |
16.10 |
16.51 |
15.07 |
14.80 |
15.30 |
14.13 |
14.34 |
13.97 |
12.79 |
|
Fe2O3 |
10.60 |
10.15 |
9.49 |
10.29 |
10.20 |
11.65 |
10.93 |
12.29 |
12.62 |
12.92 |
13.15 |
13.62 |
13.58 |
|
MnO |
0.19 |
0.16 |
0.16 |
0.19 |
0.16 |
0.19 |
0.31 |
0.18 |
0.26 |
0.17 |
0.18 |
0.23 |
0.27 |
|
MgO |
8.29 |
8.08 |
8.19 |
8.55 |
8.11 |
7.57 |
8.90 |
6.84 |
5.99 |
6.68 |
6.32 |
5.89 |
4.59 |
|
CaO |
11.73 |
12.48 |
13.07 |
12.16 |
12.67 |
12.02 |
9.51 |
11.66 |
9.65 |
9.40 |
9.01 |
8.68 |
12.20 |
|
Na2O |
2.82 |
1.90 |
1.93 |
2.29 |
2.04 |
2.11 |
3.64 |
2.33 |
3.24 |
3.93 |
3.65 |
3.99 |
3.74 |
|
K2O |
0.17 |
0.17 |
0.11 |
0.20 |
0.06 |
0.06 |
0.45 |
0.06 |
0.40 |
0.04 |
0.22 |
0.11 |
0.06 |
|
P2O5 |
0.06 |
0.06 |
0.07 |
0.07 |
0.09 |
0.06 |
0.07 |
0.10 |
0.11 |
0.12 |
0.13 |
0.13 |
0.17 |
|
LOI |
2.86 |
2.73 |
2.29 |
3.03 |
2.18 |
1.80 |
3.00 |
1.39 |
2.45 |
2.80 |
2.58 |
2.60 |
3.94 |
|
Co |
42.0 |
39.0 |
38.0 |
40.0 |
39.5 |
42.0 |
42.9 |
41.5 |
41.9 |
40.4 |
38.0 |
41.2 |
41.2 |
|
Cr |
270.0 |
290.0 |
311.0 |
260.0 |
258.1 |
190.0 |
267.0 |
126.0 |
54.0 |
59.2 |
46.6 |
57.7 |
44.8 |
|
Ni |
110.0 |
80.0 |
87.9 |
100.0 |
102.3 |
80.0 |
84.5 |
61.1 |
44.1 |
43.5 |
40.0 |
40.9 |
39.1 |
|
Sc |
39.0 |
40.0 |
36.4 |
39.0 |
38.9 |
43.0 |
42.1 |
39.8 |
39.1 |
39.0 |
37.5 |
40.6 |
37.4 |
|
V |
273.0 |
277.0 |
250.0 |
272.0 |
257.1 |
311.0 |
293.0 |
328.0 |
352.0 |
362.0 |
358.0 |
405.0 |
421.0 |
|
Cu |
140.0 |
140.0 |
120.0 |
130.0 |
134.2 |
150.0 |
134.0 |
129.0 |
142.0 |
122.0 |
105.0 |
117.0 |
122.0 |
|
Pb |
4.00 |
4.00 |
0.87 |
4.00 |
1.53 |
4.00 |
6.00 |
0.94 |
1.73 |
1.45 |
1.95 |
1.44 |
1.08 |
|
Zn |
70 |
70 |
70 |
70 |
78 |
80 |
170 |
108 |
100 |
95 |
101 |
109 |
112 |
|
Rb |
3.00 |
2.00 |
1.83 |
3.00 |
1.18 |
1.90 |
7.12 |
0.72 |
10.90 |
0.63 |
6.05 |
1.58 |
1.03 |
|
Ta |
0.08 |
0.09 |
0.12 |
0.09 |
0.07 |
0.09 |
0.10 |
0.13 |
0.12 |
0.16 |
0.20 |
0.17 |
0.19 |
|
Ba |
37.0 |
44.0 |
22.3 |
67.0 |
18.6 |
28.0 |
55.7 |
22.9 |
76.3 |
14.6 |
31.8 |
29.7 |
17.1 |
|
Sr |
224.0 |
127.0 |
122.0 |
165.0 |
196.0 |
122.0 |
147.0 |
115.0 |
241.0 |
52.5 |
167.0 |
87.0 |
87.8 |
|
Ga |
14.0 |
15.0 |
16.3 |
14.0 |
14.0 |
15.0 |
15.8 |
18.5 |
18.7 |
19.3 |
18.2 |
18.6 |
15.9 |
|
Nb |
1.00 |
0.99 |
0.93 |
0.98 |
1.00 |
0.94 |
1.06 |
1.54 |
1.38 |
1.99 |
2.32 |
2.30 |
2.14 |
|
Hf |
1.20 |
1.20 |
1.41 |
1.20 |
1.39 |
1.50 |
1.54 |
2.24 |
2.28 |
2.42 |
2.60 |
2.60 |
3.38 |
|
Zr |
40.0 |
43.0 |
42.9 |
42.0 |
56.3 |
48.0 |
47.6 |
70.1 |
70.9 |
76.4 |
77.6 |
80.0 |
99.9 |
|
Y |
20.0 |
22.0 |
21.1 |
21.0 |
22.2 |
23.0 |
22.5 |
30.8 |
31.6 |
30.2 |
30.8 |
31.6 |
42.3 |
|
Th |
0.30 |
0.30 |
0.31 |
0.30 |
0.18 |
0.20 |
0.33 |
0.41 |
0.38 |
0.53 |
0.75 |
0.57 |
0.44 |
|
U |
0.08 |
0.08 |
0.09 |
0.09 |
0.06 |
0.08 |
0.07 |
0.11 |
0.10 |
0.16 |
0.17 |
0.15 |
0.17 |
|
La |
2.10 |
2.20 |
1.91 |
2.20 |
2.00 |
2.20 |
1.91 |
2.88 |
3.03 |
3.47 |
3.93 |
3.75 |
4.15 |
|
Ce |
5.90 |
6.30 |
5.30 |
6.30 |
4.97 |
6.40 |
5.40 |
8.35 |
8.52 |
9.51 |
10.40 |
9.89 |
11.80 |
|
Pr |
0.97 |
1.06 |
0.90 |
1.02 |
0.96 |
1.06 |
0.95 |
1.42 |
1.47 |
1.64 |
1.72 |
1.67 |
2.13 |
|
Nd |
4.90 |
5.50 |
5.06 |
5.50 |
4.78 |
5.70 |
5.19 |
7.92 |
7.93 |
8.75 |
9.56 |
9.36 |
11.10 |
|
Sm |
2.00 |
2.00 |
1.85 |
1.90 |
1.88 |
2.20 |
1.93 |
2.76 |
2.81 |
2.89 |
3.16 |
3.10 |
3.98 |
|
Eu |
0.79 |
0.81 |
0.69 |
0.80 |
0.74 |
0.82 |
0.76 |
1.07 |
1.14 |
1.10 |
1.23 |
1.20 |
1.40 |
|
Gd |
2.60 |
2.90 |
2.83 |
2.80 |
2.40 |
3.00 |
3.00 |
4.20 |
4.34 |
4.47 |
4.61 |
4.72 |
6.02 |
|
Tb |
0.50 |
0.60 |
0.50 |
0.50 |
0.52 |
0.60 |
0.55 |
0.79 |
0.76 |
0.77 |
0.79 |
0.84 |
1.08 |
|
Dy |
3.40 |
3.60 |
3.53 |
3.40 |
3.56 |
3.80 |
3.66 |
5.30 |
5.26 |
5.01 |
5.64 |
5.40 |
7.00 |
|
Ho |
0.70 |
0.80 |
0.78 |
0.70 |
0.75 |
0.80 |
0.81 |
1.12 |
1.15 |
1.05 |
1.19 |
1.19 |
1.54 |
|
Er |
2.10 |
2.20 |
2.38 |
2.10 |
2.35 |
2.30 |
2.43 |
3.41 |
3.35 |
3.17 |
3.56 |
3.58 |
4.78 |
|
Tm |
0.30 |
0.33 |
0.33 |
0.30 |
0.33 |
0.35 |
0.35 |
0.50 |
0.48 |
0.47 |
0.49 |
0.51 |
0.70 |
|
Yb |
1.90 |
2.20 |
2.17 |
2.00 |
2.15 |
2.30 |
2.26 |
3.33 |
3.16 |
2.91 |
3.37 |
3.34 |
4.40 |
|
Lu |
0.31 |
0.35 |
0.34 |
0.33 |
0.33 |
0.36 |
0.35 |
0.52 |
0.51 |
0.46 |
0.54 |
0.55 |
0.73 |
|
Mg# |
61 |
61 |
63 |
62 |
61 |
56 |
62 |
52 |
48 |
51 |
49 |
46 |
40 |
|
Eu/Eu* |
1.06 |
1.03 |
0.92 |
1.06 |
1.06 |
0.98 |
0.97 |
0.96 |
1.00 |
0.94 |
0.99 |
0.96 |
0.87 |
سنگ‌نگاری
سنگهای بازالتی بررسیشده بافت میکروپورفیریتیک با میکروفنوکریست‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز دارند (شکل‌های 4- A تا 4- D) و در زمینة اینترگرانولار تا اینترسرتال با پلاژیوکلاز± کلینوپیروکسن و کانی‌های فرعی (مانند: کانی‌های کدر، آپاتیت و شیشة کلریتی‌شده) جای گرفته‌اند. اندازة میکروفنوکریست‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز به 3 میلیمتر می‌رسد. در بخش پایینی واحد بازالتی و در بخش‌های مرکزی بالش‌ها، اندازة بلورهای کلینوپیروکسن بزرگ‌تر است. بافت ساب‌افیتیک در این سنگ‌ها معمول است (شکل 4- A). رخداد بافت ساب‌افیتیک شاید نشان‌دهندة تبلور همزمان و یوتکتیک دو کانی پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن است (Vernon, 2004).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از بازالت‌های بالشی منطقة متاع. A) بافت ساب‌افیتیک تا افیتیک فنوکریستهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن؛ B) میکروفنوکریست پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در زمینة اینترگرانولار با پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن؛ C) میکروفنوکریست‌های کلینوپیروکسن با منطقهبندی ساعتشنی؛ D) میکروفنوکریست پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در زمینه اینترگرانولار تا اینترسرتال؛ E،F) بافت‌های اکسیولیتیک (دانه‌محور) و پرمانند کلینوپیروکسن در زمینه به‌دنبال انجماد پرشتاب گدازه و زمینة شیشه‌ای کلریتی‌شده (همة تصویرها در نور XPL گرفته شده‌اند؛ مگر تصویر E که در نور PPL گرفته شده است)
بخش‌های حاشیه‌ای بالش‌های بازالتی نشان‌دهندة سردشدگی سریع گدازه بازالتی دما بالا هستند. پلاژیوکلازهای با بافت واریولیتی و دمپرستویی و کلینوپیروکسن‌های اکسیولیتیک (دانه‌محور) و پرمانند در زمینه از بافت‌های نشان‌دهندة این پدیده به‌شمار می‌روند (شکل‌های 4- E و 4- F)؛ اما بخش‌های درونی بالش‌های بازالتی دانه‌درشت‌تر و معمولاً تمام‌بلورین هستند. دگرسانی این سنگ‌ها با جایگزینی بخشی تا کامل کانی‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن با کانی‌های ثانویه آلبیت، اپیدوت و کلریت همراه بوده است. شیشة زمینة سنگ با کلریت جایگزین شده و حفره‌ها با کانی‌های کلسیت و کلریت پر شده‌اند.
زمین‌شیمی
برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و نسبت‌های Nb/Y و Zr/TiO2، سنگهای بالشی مافیک منطقه ترکیب بازالتی تا آندزیت‌بازالتی دارند (شکل 5- A). برپایة نسبت کم Nb/Y (ppm 4/0 تا 08/0) و نسبت عنصرهای کمیاب (شکل 5- B) این سنگ‌ها ویژگی ساب‌آلکالن دارند و سرشت توله‌ایتی نشان می‌دهند (MacLean and Barrett, 1993).
میزان SiO2 سنگهای بازالتی بررسیشده برابربا 87/48- 86/51 درصدوزنی، MgO برابربا 59/4- 9/8 درصدوزنی، FeO برابربا 62/13- 49/9 درصدوزنی، Al2O3 برابربا 79/12- 04/17 درصدوزنی و مقدار TiO2 برابربا 81/0- 8/1 درصدوزنی است (جدول 1). این بازالت‌ها مقدارهای کم Co برابربا 38- 9/42 بخش در میلیون، Ni برابربا 1/39- 110 بخش در میلیون و #Mg برابربا 40- 63 نشان می‌دهند (جدول 1).
شکل 5- سنگهای آتشفشانی بازیک منطقة متاع در: A) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار شناسایی سرشت سنگهای آتشفشانی (MacLean and Barrett, 1993)
در نمودارهای عنصرهای اصلی دربرابر MgO (شکل 6)، با کاهش MgO مقدار CaO و Al2O3 نخست روند افزایشی و سپس روند کاهشی دیده می‌شود. این پدیده شاید نشان‌دهندة اینست که در آغاز، این عنصرها در شبکه کانی‌های سنگ‌ساز وارد نشده‌اند؛ اما با پیشرفت فرایند جدایش بلورین، به شبکه کانی‌های سنگ‌ساز (مانند: کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز) افزوده شده‌اند. دربرابر آنها، اکسیدهای آهن و تیتانیم در آغاز با کاهش MgO، روند کاهشی و سپس روند افزایشی دارند. این پدیده شاید پیامد شرکت عنصرهای آهن و تیتانیم در شبکه اکسیدهای آهن و تیتانیم در مراحل نخستین و نبود مشارکت این عنصرها در شبکه کانی‌های یادشده در مرحله بعدی است. برپایة بررسی‌های Walker و همکاران (1979)، افزایش TiO2 با کاهش MgO پیامد تبلوربخشی پلاژیوکلاز± الیوین± کلینوپیروکسن دانسته شده است. هماهنگی مثبت میان Y و Zr نیز نشان‌دهندة تأثیر فرایند جدایش بلورین، به‌ویژه کلینوپیروکسن، در نمونه‌های بررسیشده است (Pearce and Norry, 1979).
شکل 6- نمودارهای تغییرات عنصرهای اصلی دربرابر MgO برای بازالت‌های منطقة متاع
این سنگ‌ها از عنصرهای LILE با شعاع یونی بزرگ (مانند: Th و Ba) نسبت به عنصرهای نامتحرک با میدان مقاومت بالا (HFSE) غنی‌شده هستند و از عنصرهای Ta و Nb آنومالی منفی نشان می‌دهند (شکل 7- A). فراوانی Nb و Ta از مقدار این عنصرها در ترکیب N-MORB کمتر است.
شکل 7- سنگهای بازالتی منطقة متاع در: A) الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ Pearce (1983) برای N-MORB؛ B) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای کندریت (داده‌های پهنة لائو: Hawkins and Allan, 1994; Tian et al., 2011)
الگوی بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (شکل 7- B) نشان می‌دهد بازالت‌های بررسیشده الگوی تهی‌شده از LREE دربرابر HREE (LaN/YbN: 61/0- 86/0) دارند و الگوی REE آنها همانند N-MORB است. نسبت‌های GdN/YbN و SmN/YbN در این بازالت‌ها به‌ترتیب 92/0-27/1 و 92/0-17/1 هستند. مقدارهای نزدیک به یک برای این نسبت‌ها گویای الگوی هموار برای HREE است. بازالت‌های بررسیشده با آنومالی کمابیش ضعیف تا نبود آنومالی Eu شناخته می‌شوند (Eu/Eu*: 87/0- 06/1).
سنگ‌زایی
همان‌گونه‌که در بخش زمین‌شیمی گفته شد، بازالت‌های بررسیشده ویژگی ساب‌آلکالن و سرشت توله‌ایتی نشان می‌دهند. نسبت کاتیونی Mg# (100*Mg/Mg+Fe2+) و عنصرهای سازگار نیکل و کبالت در نمونه‌های بررسیشده نشان‌دهندة اینست که آنها از ماگمای اولیة پدیدآمده از گوشته (#Mg بالای 7/0، مقدار Ni بیش از 400- 500 بخش در میلیون و Cr بالای 1000 بخش در میلیون و مقدار SiO2 کمتر از 50 درصدوزنی) متبلور نشده‌اند؛ بلکه از ماگمایی تحول‌یافته متبلور شده‌اند (Rollinson, 1993). غنی‌شدگی از LILE پیامد تحرک این عنصرها هنگام فرایند آب‌زدایی صفحة فرورونده است (Pearce and Peate, 1995)، با وجود این، غنی‌شدگی و تهی‌شدگی که در برخی عنصرهای LILE دیده می‌شود (شکل 7) چه‌بسا پیامد دگرسانی است (Polat et al , 2012).
نسبت‌های عنصری عنصرهای ناسازگار (مانند: Zr، Nb، Y و REE) شاخص‌های حساس برای ویژگی‌های ناحیه خاستگاه هستند (Staudigel et al., 1996) و این عنصرها کمتر دچار فرایندهای ذوب‌بخشی و تبلوربخشی می‌شوند. ازاینرو، برای ارزیابی ویژگی‌های ناحیه خاستگاه سنگهای بازالتی منطقه از نمودارهای نسبت‌های عنصرهای کمیاب ناسازگارِ پیشنهادیِ Pearce (1983) و Pearce و Peate (1995) بهره گرفته شد (شکل 8).
شکل 8- نمودارهای نسبت عنصرهای کمیاب برای بازالت‌های منطقة متاع (روند آرایة گوشته‌ای از: Pearce، 1983)
عنصرهای Zr و Y در این نمونه‌ها از آرایة گوشته‌ای پیروی می‌کنند. مقدار این عنصرها نزدیک به مقدارهای N-MORB هستند و دور از محدوده OIB جای می‌گیرند. این نکته نشان می‌دهد مؤلفه‌های فرورانشی در تمرکز عنصرهای Zr وYb نقشی نداشته‌اند. مقدار LREE و MREE (عنصرهای La و Sm) نیز از آرایة گوشته‌ای پیروی می‌کنند (شکل‌های 8- C و 8- D). با وجود این، عنصرهای با میدان مقاومت کم یا LILE (مانند: Th و U) کمی بالاتر از آرایة گوشته‌ای جای می‌گیرند و نسبت‌های Th/Yb و U/Yb بالاتری دارند که نشان‌دهندة تأثیر مؤلفه‌های مرتبط با فرورانش است. افزایش نسبت Ba/Th در مقدارهای کمابیش ثابت Th/Nb و افزایش نسبت Ba/Nb در مقدارهای کمابیش ثابت LaN/SmN و دور از مقادیر مربوط به رسوب‌های فرورانده‌شده جهانی (Plank and Langmuir, 1998) (شکل 9) و مقدار Nb/U نمونه‌ها میان خاستگاه N-MORB و IAB (شکل 10) نشان می‌دهند که مؤلفه‌های فرورانش روی بازالت‌های مورد مطالعه کاملاً متأثر از ذوب رسوبات فرورانده شده نبوده و سیالات آبدار آزاد شده از پوسته اقیانوسی فرورونده نسبت به رسوبات نقش موثرتری داشته‌اند. ". نسبت کم Th/Ce (کمتر از 07/0) در نمونه‌ها نیز نشان‌دهندة نقش ناچیز رسوب‌های فرورونده در پیدایش این سنگ‌هاست (Hawkesworth et al., 1993).
شکل 9- ترکیب سنگهای بازالتی متاع در: A) نمودار Ba/Nb دربرابر LaN/SmN؛ B) نمودار Th/Nb دربرابر Ba/Th (Tian et al., 2011)
شکل 10- ترکیب سنگهای بازالتی متاع در نمودار Nb دربرابر Nb/U (داده‌های گوشته اولیه (primitive mantle) و بازالت پشتة میان‌اقیانوسی نرمال (N-MORB): Sun and McDonough (1989)؛ بازالت جزیره‌های اقیانوسی (OIB) و بازالت جزیره‌های کمانی (IAB): Niu and O΄Hara (2003)؛ پوستة قاره‌ای بالایی یا UCC: Taylor and McLennan (1985)؛ پوستة قاره‌ای کل یا BCC: Rudnick and Fountain (1995))
ویژگی‌های زمین‌شیمیایی بازالت‌ها (مانند: الگوی REE همانندِ N-MORB، نسبت عنصرهای کمیاب همانندِ N-MORB؛ شکل 11) نشان‌دهندة سرشت کمابیش تهی‌شده خاستگاه گوشته‌ای آنهاست. الگوی هموار HREE و نسبت‌های LREE/HREE و MREE/HREE بازالت‌ها نشان می‌دهند گارنت در خاستگاه بازالت‌ها فاز دیرگداز نبوده است (Green, 2006). گارنت ضریب توزیع بالایی برای Yb دربرابر Sm دارد. ازاینرو، ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای گارنت‌لرزولیت در نمودار Sm/Yb دربرابر Sm روندهای ذوب با شیب بالا پدید می‌آورد. دربرابر آن، ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته اسپینل‌لرزولیت نسبت Sm/Yb را تغییر نمی‌دهد؛ اما چه‌بسا نسبت La/Sm و مقدار Sm مذاب‌ها را کاهش می‌دهد. ازاینرو، مذابهای بخشی با خاستگاه اسپینل‌لرزولیت روندهای ذوب نیمهموازی یا کمابیش همخوان با آرایة گوشته‌ای تعریف‌شده با ترکیب‌های خاستگاه تهی‌شده تا غنی‌شده پدید می‌آورند (شکل 12- A). نسبت عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‌های بازالتی (شکل‌های 12- A و 12- B) نشان می‌دهد نمونه‌های مربوط به بازالت‌های متاع روی خط ذوب مربوط به اسپینل‌لرزولیت واقع می‌شوند و از ذوب‌بخشی 10 تا 20 درصدی (شکل 12- B) خاستگاه گوشته سنگکرهای اسپینل‌لرزولیتی تهی‌شده در ژرفای کمتر از 70 کیلومتر پدید آمده‌اند.
شکل 11- ترکیب سنگهای بازالتی متاع در نمودار Zr/Y دربرابر Nb/Y (داده‌های بازالت پشتة میان‌اقیانوسی نرمال یا N-MORB: Sun and McDonough (1989)؛ پوستة قاره‌ای بالایی یا UCC: Taylor and McLennan (1985)؛ پوستة قاره‌ای کل یا BCC: Rudnick and Fountain (1995)؛ رسوب‌های فرورانده‌شدة جهانی یا GLOSS: Plank and Langmuir (1998))
شکل 12- ترکیب بازالت‌های متاع در: A) نمودار Sm دربرابر Sm/Yb (Zhao and Zhou, 2007)؛ B) نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm (Furnes et al., 1987)
جایگاه زمین‌ساختی
ترکیب بازالت‌های فوران‌یافته در پهنة‌های پشت‌کمان همانند بازالت‌های پدیدآمده از ذوب گوشته بالایی تهی‌شده در پشته‌های میان‌اقیانوسی و نیز بازالت‌های پدیدآمده از واکنش متقابل سنگکرة فرورانده‌شده با گوة گوشته‌ای در پهنه‌های فرورانش است (Saunders and Tarney, 1984). بازالت‌هایِ همانندِ MORB در پهنة‌های پشت‌کمان بالغ و به‌ندرت در مرحله‌های نخستین پیدایش پهنة پشت‌کمان میتوانند رخ دهند؛ اما ولکانیسمِ همانند پهنه‌های کمانی در هر زمان از تاریخچه پیدایش پهنة پشت‌کمان یافت می‌شود (Keller et al., 1992).
الگوی عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی کمیاب (شکل 7) برای سنگهای بازالتی بررسیشده نشان می‌دهد این سنگ‌ها ویژگی‌های زمین‌شیمیایی همانندِ بازالت‌های پشتة میان‌اقیانوسی (N-MORB) و نیز الگوی همانندِ پهنه‌های کمانی دارند. در نمودار Zr-Nb-Y (شکل 13)، بازالت‌های بررسیشده در محدوده بازالت‌های N-MORB و بازالت‌های کمان آتشفشانی جای گرفته‌اند.
برپایة اینکه بازالت‌های با ویژگی‌هایِ همانندِ جایگاه MORB و VAB در پهنه‌های زمین‌ساختی بالای پهنة فرورانش (مانند: پهنة پیشکمان (Reagan et al., 2010) و نیز پهنة پشت‌کمان (Saunders and Tarney, 1984)) یافت می‌شوند، برای شناخت پهنة زمین‌ساختی پیشکمان از پشت‌کمان از نسبت La/Nb و مقدار Y نمونه‌های بررسیشده بهره گرفته شد. برپایة مقدار میانگین نسبت La/Nb (63/1- 34/2) و مقدار بالای Y (ppm 20-42)، این بازالت‌ها ویژگی‌های همانند بازالت‌های پشت‌کمان را نشان می‌دهند (شکل 14- A). در نمودار Ti دربرابر V (Shervais, 1982) نیز بازالت‌های متاع در محدودة بازالت‌های پهنة پشت‌کمان جای گرفته‌اند (شکل 14- B).
شکل 13- ترکیب سنگهای بازالتی متاع در نمودار سه‌تایی Zr-Nb-Y (Meschede, 1986)
شکل 14- ترکیب سنگهای بازالتی متاع در: A) نمودار Y دربرابر La/Nb (Floyd et al., 1991)؛ B) نمودار Ti دربرابر V (Shervais, 1982) (VAB: بازالت‌های کمان آتشفشانی؛ E-MORB، T-MORB، N-MORB: بازالت‌های پشتة میان‌اقیانوسی غنی‌شده، انتقالی و تهی‌شده؛ FAB: بازالت‌های پیشکمان؛ BABB: بازالت‌های پهنة پشت‌کمان)
نسبت عنصرهای کمیاب سنگهای بازالتی بررسیشده در مقایسه با نسبت این عنصرها در پشتة میان‌اقیانوسی، کمان و پهنه‌های پشت‌کمان (مانند: پهنة لائو) نشان می‌دهد این بازالت‌ها ویژگیهایی همانند بازالت‌های پهنة‌های پشت‌کمان جهان دارند (شکل 15). الگوی REE برای بازالت‌های بررسیشده نیز همانند الگوی REE برای بازالت‌های پهنة پشت‌کمان لائو است (شکل 7). گفتنی است که پهنة لائو در 500کیلومتری شمال نیوزلند (جنوبباختری اقیانوس آرام)، یک سیستم پشت‌کمانیِ فعال مربوط به کمان تونگاست که در پی زمین‌ساخت کششی در پشت‌کمان تونگا روی داده است و در نزدیک‌به 6 میلیون سال پیش باز شده است (Tian et al., 2011).
ازآنجایی‌که بازالت‌های با سرشت توله‌ایتی بیشتر در مرحله‌های نخستینِ گسترش پهنة پشت‌کمان یافت می‌شوند (Natland and Tarney, 1981)، بازالت‌های متاع شاید در مرحله‌های نخستین بازشدگی پهنة پشت‌کمان پدید آمده باشند.
نتیجه‌گیری
برپایة بررسی‌های صحرایی، زمین‌شناسی و زمین‌شیمیایی بازالت‌های بالشی متاع:
1) سنگهای رسوبی و سنگهای آذرآواری و آتشفشانی بازیک و اسیدی از نهشته‌های آتشفشانی- رسوبی ژوراسیک زیرین هستند و سنگهای حد واسط در این توالی دیده نمی‌شوند. ازاینرو، ولکانیسم این توالی از نوع دوگانه (bimodal) است؛
2) سنگهای بازالتی ساخت بالشی با ترکیب بازالتی تا آندزیت بازالتی دارند و سرشت توله‌ایتی دارند؛
شکل 15- نمونه‌های بازالتی منطقة متاع در: A، B) نمودارهای نسبت عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989) (داده‌های پشتة میان‌اقیانوسی، کمان و پهنة پشت‌کمان لائو برای مقایسه آورده شده‌اند؛ منبع داده‌ها: Hawkins and Allan (1994)؛ Pearce (1983))
3) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب این بازالت‌ها بسیار همانندِ الگوی N-MORB است. با این وجود، در نمودارهای عنکبوتی این سنگ‌ها غنی‌شدگی از LILEs دربرابر HFSEs و آنومالی منفی در عنصرهای Nb و Ta نشان‌دهندة محیط وابسته به کمان است؛
4) بازالت‌های منطقة متاع از ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای اسپینل‌لرزولیتی کمابیش تهی‌شده پدید آمده‌اند که با سیال‌های آزادشده از پوستة اقیانوسی فرورونده غنی شده است. این سنگ‌ها هنگام بالاآمدن دچار تبلوربخشی کلینوپیروکسن± پلاژیوکلاز نیز شده‌اند؛
5) آلودگی پوسته‌ای نقش چندانی در پیدایش سنگهای بررسیشده نداشته است؛
برپایة ویژگی‌های صحرایی (مانند: رخداد سنگهای آهکی و آهک‌توفی در قاعدة توالی، تناوب سنگهای آذرآواری و آتشفشانی اسیدی و بازیک و ته‌نشست بازالت‌های با ساخت بالشی) و ویژگی دوگانه (bimodal) ولکانیسم در منطقه، سرشت توله‌ایتی ولکانیسم و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب، سنگهای بازالتی در مرحله‌های نخستین بازشدگی پهنة پشت‌کمانی کمان سنندج- سیرجان جنوبی پدید آمده‌اند.
)