Geochemical variations of the Eocene volcanic rocks from Kahak area (south of Qom): Evidence for different different conditions of mantle melting in the Urumieh-Dokhtar magmatic arc

Document Type : Original Article

Authors

1 Assistant Professor, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

2 M.Sc., Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

Abstract

Introduction
The volcanic outputs of the Paleogene are the most conspicuous magmatic products in Iran and the Urmieh-Dokhtar magmatic belt (UDMB) and as the main manifestations of this magmatism (Verdel et al., 2011). They are  part of the southern Eurasian active continental margin formed by the Neotethyan subduction beneath the Central Iranian microcontinent. Geochemically, the magmatism of UDMB is mostly calc-alkaline (especially in the Eocene), although, towards the Oligocene and younger times, alkaline magmatism is also observed (Verdel et al., 2011). The magma origin, partial melting conditions, homogeneity/heterogeneity of mantle sources, evolutionary processes, and tectonic setting of the magma formation are some debatable issues. The purpose of the present study is to investigate field relations, geochemical diversity, and mantle source characteristics of the volcanic units exposed in the south of Qom (Kahak area).
Materials and Methods
The bulk rock major and trace elements contents were obtained by inductively coupled plasma-optical emission spectrometry (ICP-OES) and inductively coupled plasma-mass spectrometry (ICP-MS), respectively, at Zarazma laboratory in Tehran, Iran. The sample powders were melted using lithium metaborate, dissolved and the final solution were analyzed by ICP-OES. To obtain rare earth and trace element contents, the sample powders were dissolved using multi-acid procedure and then the solution has been analyzed by ICP-MS. The detection limit for rare earth and trace elements is between 0.01 to 1 ppm.
Field Evidence and Petrography
The Eocene eruptive products in Kahak region are shown by broadly exposed lava flows and pyroclastics alternated with volcaniclastic and carbonaceous sediments. They are somewhere overlain by clastic sediments of the Lower Red Formation (Early Oligocene) allowing us to deduce their relative age. The thickness of lava units varies from <10 to several tens of meters. The basic lavas, the subject of this study, are dark gray to brownish-colored and aphyric to porphyritic. They show various textures of hyalopilitic, hypocrystalline, intersertal to intergranular, and ophitic. Some of the samples contain plagioclase- to clinopyroxene-phyric, in which the size of phenocrysts may reach up to 1 cm. Plagioclase, clinopyroxene, and Fe-Ti oxides are the common phenocrystic to microphenocrystic phases. Plagioclase is the most abundant phase (up to 40 vol.%). Clinopyroxene (5-10 vol.%) is the common ferromagnesian phase in most of the samples occurring as phenocrystic or interstitial phase. Olivine is rarely observed (<5 vol.%), and when present, it is almost altered to secondary products such as chlorite, serpentine, and iddingsite. Fe-Ti oxides are <0.5 to 0.2 mm-sized and form <5% of the mode.
Geochemistry
The SiO2 content in the study samples ranges from 50.5 to 53 wt.% and in Zr/TiO2 versus Nb/Y diagram, they fall in subalkaline basalt field. The TiO2 amount varies from 0.42 to 1.92 wt.%. Also, the CaO, FeOt, and Na2O+K2O show relatively wide variation from 2.3 to 13.8, 4.9 to 12.7, and 3.2 to 9.3 wt.%, respectively.
Mg# [(MgO/MgO+FeOT)*100] ranges from 34 to 52.6. Based on variation diagrams, normalized rare earth elements (REE), and multi-element patterns, the samples can be divided into four distinct groups (Fig. 1A). Group 1 rocks have a lower LREE/HREE ratio than the others and are characterized by (La/Yb)N values of 2.5-4.7. Group 2 rocks are Eu-depleted in which the (La/Yb)N ratio ranges from 3.7 to 4.6. Group 3 rocks display steeper REE patterns with (La/Yb)N ratio of 8.7-9.7. In Group 4 rocks, HREE display lower concentration, and the patterns are relatively steeper [(La/Yb)N= 8.4-10.4]. In the normalized multi-element diagrams, all the samples display relative depletion of high field strength elements (HFSE) such as Nb, Ta, Ti, Zr, Y, and Hf with respect to large ion lithophile elements (LILE) (i.e. Rb, K, Sr, and Ba). Despite the overall similarity of multi-element diagrams, there are some geochemical distinctions between them, for example, Group 1 and Group 4 rocks show Sr enrichment or a more pronounced P negative anomaly than the others.
Discussion
Variations in the major and trace element contents and the different REE and multi-element patterns are all indicating of geochemical distinction between the studied volcanic rocks (Groups 1 to 4) of the Kahak area. In the major and trace element versus MgO variation diagrams, the scattered plots are also inconsistent with cogenetic relationships among different rock groups. The varied REE values or variously-sloped REE patterns can be attributed to heterogeneous mantle sources or different partial melting conditions. In the studied samples, the Nb/La ratio of 0.20 to 0.58 suggests a lithospheric mantle origin. To model the mantle source and partial melting condition, Sm/Yb versus Sm plot has been used, by which, it is inferred that:

All the samples of the Kahak region were derived from a spinel-garnet-lherzolite mantle source with spinel: garnet ratio of 50:50.
Geochemical differences between the samples under study are more probably the result of different degrees of partial melting. Accordingly, the primitive magma of Group 3 rocks was derived from the lower degree of partial melting (<10%), while those of the Group 1 rocks resulted from a higher degree of partial melting (10 to 20%). The Groups 2 and 4 rocks fall between these two ranges.
Geochemical differences of the Kahak volcanic rocks is most likely the result of partial melting conditions rather than distinct mantle sources.

 
 
 
Fig. 1. A) Chondrite-normalized REE patterns of the Kahak volcanic rocks; B) The proposed tectonic model for the Eocene magmatism of UDMB.
 
 
Relative depletion of HFSE (such as Zr, Ti, Nb, and Ta) in normalized multi-element diagrams is commonly attributed to subduction zone geochemical signature. Also, in the tectonic discrimination diagrams (e.g. Th-Hf/3-Ta diagram), all samples plot in the field of calc-alkaline basalts of arc environment. Therefore, based on our geochemical data, the volcanic rocks of the Kahak region related to arc magmatism. The structural evidences like normal faulting and sedimentary basins with thickened Eocene volcanic-volcanoclastic associations point to an extensional environment. It is probable that the Neotethyan slab-rollback was responsible for the intra-arc (or back-arc) extensional environment in which asthenospheric upwelling led to partial melting of the metasomatized lithospheric mantle and voluminous Eocene magmatism of UDMB (Fig. 1B).

Keywords

Main Subjects

Full Text

سرزمین ایران بخشی از پهنة کوهزایی آلپ - هیمالیاست و بخش بزرگی از رویدادهای زمین‌ساختی و ماگمایی آن با تحولات پهنه‌های اقیانوسی تتیسی در منطقة پیوند صفحة عربی- اوراسیایی در ارتباط است (Stӧcklin, 1968; Alavi, 1994; Delavari et al., 2016; Hassanzadeh and Wernicke, 2016). در همین راستا، سرزمین ایران رخدادهای مختلف فعالیت‏‌های ماگمایی‏‌ (به‌صورت آذرین بیرونی و درونی) به‌ویژه در دوران‏‌های مزوزییک و سنوزوییک را در خود ثبت کرده است (Davidson et al., 2004; Azizi and Jahangiri, 2008; Chiu et al., 2013; Pang et al., 2013; Delavari et al., 2014; Hassanzadeh and Wernicke, 2016; Azizi et al., 2019; Ghalamghash et al., 2019a). در دوران سنوزوییک (پالئوژن) فعالیت ماگمایی در سرزمین ایران به اوج خود می‌رسد؛ به‌گونه‌ای‌که در مناطق مختلف ایران مانند پهنة ارومیه-دختر، البرز جنوبی، بلوک لوت، پهنة سیستان و منطقه سبزوار، سنگ‏‌های ماگمایی پالئوژن گستردگی بالایی دارند (Kaz’min and Tikhonova, 2008; Verdel et al., 2011; Asiabanha et al., 2012; Castro et al., 2013; Pang et al., 2013). فراوانی ماگماتیسم پالئوژن تنها به ایران محدود نیست؛ بلکه در سرزمین‌های مجاور مانند افغانستان، قفقاز و ترکیه نیز گسترش بسیاری دارد (Aldanmaz et al., 2000; Dilek et al., 2010; Adamia et al., 2011; Karsli et al., 2011; Topuz et al., 2011). پهنة ماگمایی ارومیه-دختر از مظاهر اصلی ماگماتیسم پالئوژن در ایران است. این پهنه با پهنای بیشتر از 50 و درازای نزدیک به 2000 کیلومتر، در راستای شمال‌باختری- جنوب‌خاوری و موازی گسل زاگرس (محل فرورانش نئوتتیس) پدید آمده است (Verdel et al., 2011; Chiu et al., 2013; Kananian et al., 2014). با اینکه تا کنون بررسی‌های بسیاری روی پهنة ارومیه- دختر انجام شده است (Omrani et al., 2008; Verdel et al., 2011; Chiu et al., 2013; Delavari et al., 2017)، اما با توجه به حجم گستردة ماگماتیسم و تنوع رخساره‌های سنگی، گمان می‌رود بررسی‌های بیشتر در مناطق مختلف و مقایسه آنها با همدیگر می‌توانند برای تحلیل و تفسیر دقیق‌تر کارگشا باشند. منطقة بررسی‌شده در جنوب قم (محدوده کهک) جای دارد و حجم گسترده‌ای از رخنمون واحدهای آتشفشانی و ولکانی‌کلاستیک[1] پالئوژن را در بر گرفته است. افزون‌بر این، رخنمون بزرگی از توده‌های آذرین درونی گرانیتوییدی پس از ائوسن نیز در منطقه دیده می‌شود. در محدودة جنوب قم پیشتر بررسی‌هایی از دیدگاه زمین‌شناسی اقتصادی و پترولوژی انجام شده‌اند. در یکی از این بررسی‌ها (Baharifar, 2011)، کانی‌شناسی و خاستگاه گارنت در سنگ‌‌های آتشفشانی اسیدی منطقة دستگرد بررسی شده است و گارنت‌‌‌ها به خاستگاه ماگمایی ارتباط داده شده‌‌‌‌اند. پژوهش دیگری نیز دربارة زمین‌شیمی و خاستگاه ریولیت‌‌های گارنت‌‌‌‌‌‌دار منطقة کهک انجام شده است (Askari et al., 2015) و آنها را به ماگمای پرآلومین نوع S و با خاستگاه پوستة قاره‌ای در یک محیط برخوردی نسبت داده‌اند. ازآنجایی‌که کمبودهایی در بررسی‌های گذشته از دیدگاه زمین‌شیمی و سنگ‌زایی[2] سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن و تنوع واحدهای سنگی وجود دارد، در این پژوهش، با پیمایش صحرایی واحدهای موردنظر، تنوع، گستردگی و روابط چینه‌شناختی آنها با جزییات بیشتر بررسی شده است. افزون‌بر این، برپایة داده‌‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده و نیز یافته‌های بررسی‌های پیشین در دیگر بخش‌های پهنة ارومیه - دختر، به بررسی جایگاه تکتونو‌ماگمایی و زایش مذاب پرداخته شده است.

 

زمین‌شناسی ناحیه‌ای

پس از پیدایش اقیانوس نئوتتیس در پرمین و جداشدن سرزمین‌های سیمرین از حاشیة شمالی گندوانا (Stampfli and Borel, 2002; Angiolini et al., 2013)، آغاز فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر صفحة ایران باعث همگرایی دوبارة صفحه‌های عربی و اوراسیایی از تریاس پایانی شد (Davoudian et al., 2016; Sheikholeslami, 2016). این رویداد باعث ظهور ماگماتیسم گسترده ژوراسیک و همچنین، دگرگونی کوهزایی در پهنة سنندج- سیرجان شد (Shahbazi et al., 2010; Mahmoudi et al., 2011; Sepahi et al., 2018; Sepahi et al., 2019). ادامه این رویدادها در کرتاسه نیز دنبال شده است و پس از آن با یک وقفة نسبی در پالئوسن، دوباره در ائوسن- الیگوسن ماگماتیسم شدت گرفته است (Chiu et al., 2013). البته از میوسن تا کواترنری نیز همچنان ماگماتیسم پراکنده در مناطق مختلف پهنة ارومیه-‌دختر، از آذربایجان تا بزمان و تفتان، ادامه داشته است (Omrani et al., 2008; Pang et al., 2014; Ghalamghash et al., 2016; Lechmann et al., 2018; Ghalamghash et al., 2019b; Delavari et al., 2020). بخشی از ماگماتیسم میوسن- کواترنری در پهنة ارومیه-‌دختر همانند مناطق آذربایجان و بخش‌‌های میانی پهنة ارومیه-‌دختر در جایگاه زمین‌ساختی پس از برخورد رخ داده است (Ghalamghash et al., 2016; Lechmann et al., 2018; Ghalamghash et al., 2019b)؛ در حالی که در بخش‌های جنوبی این پهنه (کمان ماگمایی مکران)، همچنان یک پهنة فرورانش فعال وجود دارد (Arthurton et al., 1982; Biabangard and Moradian, 2008; Pang et al., 2014; Ghalamghash et al., 2019a). از دیدگاه شیمیایی ماگماتیسم پهنة ارومیه-‌دختر بیشتر سرشت کالک‌آلکالن دارد (به‌ویژه در ائوسن) گرچه به‌سمت الیگوسن و زمان‌های جوان‌تر، ماگماتیسم آلکالن نیز دیده می‌شود (Verdel et al., 2011; Ghorbani et al., 2014; Delavari et al., 2021). گاه ماگماتیسم آداکیتی نیز در طول پهنة ارومیه-‌دختر گزارش شده است (Omrani et al., 2008; Lechmann et al., 2018).

منطقة بررسی‌شده در این پژوهش، در جنوب کهک (جنوب شهرستان قم) جای دارد (شکل 1). در این منطقه، به‌علت تأثیر جنبش‏‌های فشارشی کرتاسه پایانی، دریا پسروی کرده‏‌ است. وجود ناپیوستگی زاویه‏‌دار در قاعدة سنگ‌های ائوسن روی آهک‏‌های کرتاسه نشانه‌ای از جنبش‏‌های کوهزایی اواخر کرتاسه در منطقه است. در پایان ائوسن و آغاز الیگوسن نیز جنبش‏‌های کوهزایی باعث تغییر رژیم رسوب‏‌گذاری شده است؛ به‌گونه‌ای‌که نهشته‏‌های تخریبی سازند قرمز زیرین روی واحدهای ائوسن جای‏‌ گرفته‏‌‌‌‌‌اند (Ghalamghash and Babakhani, 1998). به دنبال یک دوره رسوب‏‌گذاری قاره‏‌ای (سازند قرمز زیرین) در پایان الیگوسن‏‌، پیشروی دریا موجب ته‌نشست لایه‏‌های آهکی ـ مارنی سازند قم شده‏‌ است (Morley et al., 2009). جنبش‏‌های مؤثر در این زمان بیشتر به‌صورت حرکت‌های قائم و خشکی‏‌زایی بوده‌اند و سبب ناپایداری کف حوضه و تغییرات ژرفای (دریای کم‏ژرفا تا محیط کولابی ـ قاره‏‌ای) دریا شده‏‌‌اند. جنبش‏‌های یاد شده در مناطق جنوبی‏‌تر (منطقة قم ـ تفرش) موجب ماگماتیسم گسترده‏‌ای در میوسن میانی‏‌ ـ بالایی شده‏‌‌اند؛ اما در این منطقه نشانه‌ای از رخداد ماگماتیسم میوسن دیده نشده است (مگر توده‏‌های نیمه‌ژرف داسیتی که به‌طور احتمالی به نئوژن نسبت داده شده‏‌اند). سرانجام، در پایان میوسن آغازین، بار دیگر حوضه کم‏ژرفا و کولابی شده است و نهشته‏‌های سازند قرمز بالایی پدیدار شده‏‌اند. جنبش‏‌های زمین‏‌ساختی آلپ پایانی در زمان پلیوسن رژیم رسوب گذاری را تغییر داده و گسلش و چین‌خوردگی در منطقه پدید آورده‌اند (Ghalamghash and Babakhani, 1998). این منطقه از دیدگاه کانسارزایی نیز اهمیت دارد و دربردارندة یکی از اندوخته‌های مهم منگنز ایران (معدن منگنز ونارچ) است.

 

 

 

 

شکل 1. نقشة زمین‌شناسی ساده‌شده منطقة کهک (با تغییر از قلمقاش و باباخانی (Ghalamghash and Babakhani, 1998)). ستاره‌ها موقعیت نمونه‏‌های تجزیه‌شده را نمایش می‌دهند.

Figure 1. Simplified geological map of the Kahak area (modified from Ghalamghash and Babakhani, 1998). Stars show the sample locations.

 

 

روش انجام پژوهش

پس از پیمایش‌های صحرایی، نمونه‌برداری از سنگ‌های آتشفشانی مورد نظر و تهیه مقاطع نازک، ویژگی‌های میکروسکوپی نمونه‌ها با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. سپس نمونه‌هایی که کمترین آثار فرایندهای ثانویه مانند دگرسانی کانی‌ها، پرشدگی حفره‌ها و رگه-رگچه‌های ثانویه را داشتند، برای بررسی زمین‌شیمیایی سنگ کل برگزیده شدند. فرایند خردایش و تهیة پودر نمونه‌های برگزیده (15 نمونه) به‌ترتیب با سنگ‌شکن فکی و آسیاب آگات انجام شد. پودر نمونه‌ها به آزمایشگاه زرآزمای تهران برای تجزیة شیمیایی سنگ کل (عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب) فرستاده شد. نخست میزان مواد فرار (LOI[3]) اندازه‌گیری شد؛ به این صورت که جرم معینی از پودر هر نمونه در کورة الکتریکی با دمای نزدیک به 1000 درجه سانتیگراد قرار داده شد و اختلاف جرم حاصل به‌عنوان LOI یادداشت شد. سپس با روش ذوب قلیایی[4] نمونه‌ها آماده‌سازی شدند. در این روش نخست نمونه با کمک لیتیم‌متابورات ذوب شد و سپس با به‌کارگیری اسیدنیتریک رقیق حل شدند. محلول نهایی با دستگاه ICP-OES[5] تجزیه‌ شد و مقدار اکسیدهای عنصرهای اصلی اندازه‌گیری شد. در این روش آستانة آشکارسازی برای همة اکسیدها نزدیک به 05/0 درصد‌وزنی بود (جدول 1). مقدار عنصرهای فرعی و کمیاب نیز با دستگاه ICP-MS به‌دست آورده شد. در این روش، انحلال عنصرها با استفاده از تجزیة چند اسیدی و به‌کارگیری هضم میکروویو[6] انجام شد. برای راستی‌آزمایی و اعتبارسنجی داده‌ها، از نمونه‌های استاندارد مرجع گواهی‌شده بین‌‌المللی (CRM[7]) و نمونة مرجع (RM[8]) به‌کار برده شدند. آستانة آشکارسازی برای عنصرهای فرعی و کمیاب از 01/0 تا 1 پی‌پی‌ام (ppm) است (جدول 2). افزون‌بر این، برای سنجش دقت و اعتبار تجزیه‌ها، از نمونه‌های تکرارشده و نمونه‌هایی که پیشتر تجزیه و دقت و صحت آنها ارزیابی شده بودند به‌عنوان نمونه نامعلوم بهره گرفته شد.

 

 

جدول 1. عنصرهای اصلی به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‌ سنگ‌‌های آتشفشانی منطقة کهک در قم (مقدارها برپایة Wt.%) (DL: آستانة آشکارسازی؛ U.S.: نمونه ناشناس. L.R.: دادة آزمایشگاهی از نمونه ناشناس؛ Mg# =100×Mg/(Mg+Fe2+)).

Table 1. Bulk rock major element analytical data of the Kahak volcanic rocks in Qom (Mg#=100×Mg/(Mg+Fe2+; DL: Detection Limits; U.S.: unknown sample; L.R.: The result of the laboratory analysis of the unknown sample).

Samples

DK-7

DK-8

DK-9

DK-10

DK-11

DK-12

DK-14

DK-15

SiO2

51.12

50.49

49.37

51.93

51.13

50.46

52.92

51.51

TiO2

0.82

0.83

1.14

1.09

1.52

1.88

1.16

1.20

Al2O3

19.00

19.14

17.02

15.95

15.75

15.94

16.02

16.85

Fe2O3

1.07

1.13

1.12

1.47

1.61

1.65

1.24

1.19

FeO

7.12

7.53

7.49

9.81

10.73

10.97

8.27

7.97

MnO

0.23

0.21

0.34

0.30

0.20

0.21

0.23

0.20

MgO

4.22

4.65

2.46

4.65

3.94

4.03

4.91

5.19

CaO

8.05

8.67

13.19

9.42

8.60

8.79

8.01

8.24

Na2O

3.57

3.63

2.51

2.82

3.05

2.89

3.45

3.65

K2O

1.27

0.69

0.83

0.32

1.35

1.05

1.67

1.46

P2O5

0.10

0.11

0.19

0.16

0.27

0.26

0.58

0.64

LOI

3.30

2.84

4.31

1.98

1.85

1.85

1.50

1.92

Total

99.87

99.92

99.99

99.92

99.99

100.00

99.96

100.02

Mg#

48.2

49.2

34.0

42.7

36.6

36.6

48.2

50.6

Na2O+K2O

5.01

4.45

3.49

3.21

4.48

4.01

5.20

5.22

FeOt

8.37

8.80

8.89

11.37

12.40

12.69

9.53

9.22

Zr/Ti

0.012

0.012

0.012

0.010

0.009

0.009

0.019

0.018

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Samples

DK-16

DK-20

DK-21

DK-22

DK-24

DK-23

U.S.

L.R.

SiO2

50.05

50.71

50.85

49.09

48.31

61.53

45.76

46.34

TiO2

1.30

1.27

1.36

0.96

0.85

0.41

2.76

2.77

Al2O3

16.99

16.08

16.49

20.39

18.30

17.04

15.59

15.69

Fe2O3

1.27

1.26

1.21

1.12

1.22

0.63

12.69

12.58

FeO

8.48

8.42

8.06

7.44

8.12

4.22

 

 

MnO

0.25

0.21

0.23

0.24

0.26

0.14

0.17

0.21

MgO

5.85

5.94

4.59

3.77

5.74

1.93

6.53

5.97

CaO

8.33

6.23

6.11

6.92

6.92

2.25

7.91

7.84

Na2O

3.54

4.43

4.74

4.71

3.84

7.77

4.31

4.28

K2O

1.40

2.14

2.55

1.10

1.93

1.25

1.04

1.06

P2O5

0.66

0.49

0.77

0.11

0.11

0.23

0.87

0.80

LOI

1.89

2.63

2.73

3.95

4.13

2.48

1.79

2.32

Total

100.01

99.83

99.69

99.81

99.72

99.88

99.45

99.86

Mg#

52.0

52.6

47.2

44.3

52.6

41.8

 

 

Na2O+K2O

5.03

6.76

7.52

6.06

6.03

9.26

 

 

FeOt

9.81

9.83

9.43

8.81

9.64

4.92

 

 

Zr/Ti

0.017

0.011

0.020

0.010

0.013

0.02

 

 

 

جدول 2. عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‌ سنگ‌‌های آتشفشانی منطقة کهک در قم (مقدارها برپایة ppm) (DL: آستانة آشکارسازی؛ U.S.: نمونه ناشناس. L.R.: دادة آزمایشگاهی از نمونه ناشناس).

Table 1. Bulk rock trace and rare earth element analytical data of the Kahak volcanic rocks in Qom (DL: Detection Limits; U.S.: unknown sample; L.R.: The result of the laboratory analysis of the unknown sample).

Samples

DK-4

DK-7

DK-8

DK-9

DK-10

DK-11

DK-12

DK-14

DK-15

Cs

<0.5

4.9

0.9

<0.5

0.8

0.6

1.1

1.1

1.3

Zn

75

281

283

171

351

135

212

182

114

Cu

35

48

38

336

125

207

305

48

37

Sc

49.4

42.3

52.2

44.7

60.9

57.8

58.2

25

19.2

Ni

9

9

12

16

9

13

11

44

42

Co

19.4

25

27.7

27.5

34.6

34.1

31.5

29.9

29.4

Cr

18

23

27

23

20

20

108

146

136

V

181

203

209

275

298

345

445

195

175

Ba

40

1141

728

327

432

364

345

456

392

Pb

3

30

76

27

29

7

13

10

12

Rb

8

56

27

21

8

40

40

43

26

Sr

285

508

427

373

309

251

250

504

553

Y

16.7

19.2

16.7

27.4

23.9

36.2

36.5

29.1

28.8

Zr

18

62

59

83

66

79

105

137

133

Nb

3.8

5.4

4.5

7.3

4.7

7.4

8

12

12.7

La

12.48

9.36

9.36

18.72

10.92

23.4

23.4

39

39

Ce

26.66

21.97

20.28

40.56

23.66

50.7

54.08

84.5

84.5

Pr

4.19

3.49

3.2

5.72

3.93

5.9

6.88

8.79

8.89

Nd

16.5

12.8

14.9

23.6

14.5

26.7

26.3

35.1

33

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 1. Continued.

Samples

DK-4

DK-7

DK-8

DK-9

DK-10

DK-11

DK-12

DK-14

DK-15

Sm

4.6

4.07

4.16

6.08

4.81

7.58

5.82

7.14

7.9

Eu

1.13

1.64

1.35

1.52

1.44

1.67

1.93

2.08

2.5

Gd

5.22

4.63

4.65

5.43

4.77

8.09

6.97

7.19

8.1

Tb

0.85

1.24

0.86

1.29

0.99

1.74

1.5

1.33

0.96

Dy

5.36

6.53

4.96

7.24

5.73

8.28

9.61

7.17

7.43

Er

2.47

3.05

2.64

4.89

4.11

5.48

5.14

4.41

3.76

Tm

0.415

0.565

0.5

0.635

0.6

0.78

0.655

0.505

0.55

Yb

1.9

2.5

2.2

3.3

3.1

4.2

4.5

3.2

3.1

Lu

0.47

0.69

0.53

0.71

0.73

0.74

0.91

0.78

0.66

Hf

1.82

2.45

2.58

3.73

2.68

2.62

3.36

4.3

3.68

Ta

0.44

0.5

0.47

0.87

0.5

0.77

0.7

0.86

0.83

Th

2.44

3.3

2.79

6.13

3.25

6.25

6.83

4.78

4.57

U

0.3

0.6

0.7

1.3

0.52

1.6

1.7

1

1.1

Nb/Yb

2.000

2.160

2.045

2.212

1.516

1.762

1.778

3.750

4.097

Th/Yb

1.284

1.320

1.268

1.858

1.048

1.488

1.518

1.494

1.474

Ta/Yb

0.232

0.200

0.214

0.161

0.186

0.264

0.183

0.156

0.269

Sr/Y

17.07

26.46

25.57

13.61

12.93

6.93

6.85

17.32

19.20

Nb/La

0.30

0.58

0.48

0.43

0.42

0.39

0.32

0.34

0.31

Eu/Eu*

0.703

1.151

0.934

0.792

0.909

0.648

0.925

0.878

0.947

(La/Sm)N

1.751

1.485

1.453

1.988

1.466

1.993

2.596

3.526

3.187

(Sm/Yb)N

2.690

1.809

2.101

2.047

1.724

2.005

1.437

2.479

2.832

(La/Yb)N

4.712

2.686

3.052

4.069

2.527

3.996

3.730

8.742

9.024

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 1. Continued.

Samples

DK-16

DK-20

DK-21

DK-22

DK-24

DK-23

U.S.

L.R.

Cs

0.8

2.3

1.1

6.3

1.5

1.1

0.2

<0.5

Zn

129

103

170

70

90

60

99

91

Cu

36

20

25

35

56

8

43

48

Sc

39.1

48.3

41.7

25.4

42.8

<0.5

18

17

Ni

41

44

35

7

11

4

104

78

Co

30.4

29.6

24.9

19.9

31.1

7.6

42

36.5

Cr

126

173

195

14

22

12

179

131

V

185

220

191

167

239

38

203

137

Ba

407

496

1678

382

764

420

426

364

Pb

9

14

7

2

9

20

4

9

Rb

24

65

66

36

59

31

14

<1

Sr

566

799

718

956

812

699

1123

904

Y

29.7

25.5

35.7

17.4

15.2

13.8

19

18

Zr

135

88

171

57

71

55

267

236

Nb

13.9

12.9

16.8

5.2

5.5

4

41.70

28.7

La

40.56

34.32

49.92

12.48

23.4

20.28

39.40

33

Ce

87.88

72.67

108.2

25.35

47.32

43.94

84.99

71

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 1. Continued.

Samples

DK-16

DK-20

DK-21

DK-22

DK-24

DK-23

U.S.

L.R.

Pr

8.92

8.47

11.48

3.84

6.26

5.85

9.81

9.22

Nd

36.5

33.3

42.4

14.4

20.9

20

38.26

35.8

Sm

7.46

6.65

11.08

4.39

5.35

4.99

7.04

6.62

Eu

1.9

1.91

3.37

1.84

1.8

1.61

2.75

2.68

Gd

7.29

7.82

8.64

4.52

5.15

4.75

6.12

6.05

Tb

1.46

1.24

1.54

1.00

0.62

0.56

0.77

0.91

Dy

6.86

6.29

8.22

4.74

4.56

4.31

3.93

4.54

Er

4.45

3.95

5.32

2.85

2.41

1.77

2.14

2.26

Tm

0.525

0.615

0.71

0.38

0.43

0.3

0.23

0.28

Yb

3.2

2.8

3.7

2.2

2

1.4

1.55

1.8

Lu

0.56

0.73

0.93

0.46

0.42

0.38

0.19

0.26

Hf

4.45

3.38

4.51

2.26

2.31

3.01

5.32

6.18

Ta

0.92

0.94

1.16

0.41

0.96

0.56

2.50

1.47

Th

4.46

4.97

4.24

3.44

10.71

3.64

2.92

3.44

U

1.2

1.4

1

0.9

3.5

1

1.16

1.2

Nb/Yb

4.344

4.607

4.541

2.364

2.750

2.86

 

 

Th/Yb

1.394

1.775

1.146

1.564

5.355

2.60

 

 

Ta/Yb

0.268

0.288

0.336

0.314

0.480

0.400

 

 

Sr/Y

19.05

31.33

20.11

54.94

53.42

50.6

 

 

Nb/La

0.33

0.34

0.38

0.34

0.24

0.20

 

 

Eu/Eu*

0.778

0.808

1.015

1.252

1.034

0.99

 

 

(La/Sm)N

3.510

3.332

2.909

1.835

2.824

2.62

 

 

(Sm/Yb)N

2.590

2.639

3.327

2.217

2.972

3.96

 

 

(La/Yb)N

9.092

8.792

9.678

4.069

8.392

10.39

 

 

 

 

 

ویژگی‌های صحرایی

با توجه به نقشة زمین‏‌شناسی و بازدیدهای صحرایی، واحدهای آتشفشانی ائوسن در منطقة کهک رخنمون گسترده‌ای دارند. این واحدها هم به‌صورت روانة گدازه و هم سنگ‏‌های ولکانی‌کلاستیک دیده می‌شوند (شکل 1). با توجه به اینکه در برخی بخش‌ها، همجواری صحرایی آنها با سازند قرمز زیرین دیده می‌شود و بررسی سن نسبی چینه‌شناختی، نسبت‌دادن بسیاری از واحدهای آتشفشانی منطقه به زمان ائوسن منطقی است. از دیدگاه تنوع سنگ‌شناختی، بیشتر این سنگ‌ها طیف ترکیبی بازیک تا حد واسط دارند. یکی از واحدهایی که گسترش چشمگیری دارد و رخنمون آن در محدودة شمال، شمال‌خاوری و خاور روستای چال‌گنبد دیده می‌شود شامل تناوبی از توف، ماسه‌سنگ و شیل توفی به‌همراه میان‌لایه‌هایی از سنگ آهک نومولیت‌دار و روانه‌های آندزیتی است. در محدودة بررسی‌شده سن پیدایش این واحد به تقریب در بازه ائوسن میانی تا پسین و از دیدگاه نسبی قدیمی‌تر تا همزمان نسبت به دیگر واحدهاست (Ghalamghash and Babakhani, 1998). واحد یادشده در بخش‌های دیگر منطقه، مانند باختر تا جنوب‌‌باختری روستای ونارچ نیز رخنمون دارد که رخنمون آن در آنجا ضخامتی نزدیک به ۴۰۰ تا ۵۰۰ متر دارد. رسوب‌های آواری سازند قرمز زیرین بیشترِ این واحد را بیشتر با یک ناپیوستگی دگرشیب پوشانده‌اند.

یکی از دیگر از واحدهایی که بخش بزرگی از آن از روانه‌های بازالتی ساخته شده است در محدودة اطراف معدن منگنز ونارچ دیده می‌شود. این واحد در سطح رخنمون ضخامتی کمتر از 500 متر دارد و در راستای شمال‌باختری- جنوب‌خاوری تا بیش از 5 کیلومتر گسترش دارد. گفتنی است واحد یادشده در بررسی‌های پیشین گدازه بالشی نامیده شده است (Ghalamghash and Babakhani, 1998)؛ اما در بررسی‌های صحرایی ما بیشتر روانه‌ها ساختار توده‌ای دارند (شکل‌های 2- A و 2- B).

 

 

 

شکل 2. نمای توده‌ای رخنمون‌های بازالتی مربوط به نمونه‌های (A) DK-7 و (B) DK-8. نمای تپه‌ماهوری و فرسایش‌یافته برخی روانه‌های گدازه بازالتی مربوط به نمونه‌های (C) DK-14 و (D) DK-20.

Figure 2. Field view of basaltic outcrops related to samples (A) DK-7 and (B) DK-8. Mound hill and eroded views of basaltic lava flows related to the samples (C) DK-14 and (D) DK-20.

 

 

بازالت‌ها بیشتر به رنگ خاکستری تیره تا متمایل به قهوه‌ای دیده می‌شوند و در برخی بخش‌ها، در سطح رخنمون نمای پلاژیوکلاز- فیریک دارند که اندازة بلورهای پلاژیوکلاز به 1 سانتیمتر نیز می‌رسد. شمار چشمگیری از نمونه‌های برداشت‌شده در این پژوهش از همین واحد برداشت شده‌اند. این واحد نیز بیشتر به‌صورت تناوبی از گدازه، سنگ‌های رسوبی آواری (شیل، ماسه‌سنگ و کنگلومرا) و نیز واحدهای آذرآواری دیده می‌شود. در یکی از توالی‌های سنگ‌چینه‌ای بررسی‌شده (شکل 3- A)، در قاعدة توالی یک واحد گدازه بازالتی هست که روی آن واحد کم ضخامت ماسه‌سنگ (توفی) دیده می‌شود و در ادامه با یک افق بازالتی دنبال می‌‍‌شود. پس از آن دوباره ماسه‌سنگ و یک واحد ولکانی‌کلاستیک نسبتاً ضخیم قرار می‌گیرد. در ادامه توالی، یک واحد بازالتی حفره‌دار دیده می‌شود که این واحد نیز به سوی بالای توالی به ماسه‌سنگ و سنگ‌های ولکانی‌کلاستیک تبدیل می‌شود. در جای دیگر در جنوب‌باختری روستای ونارچ (شکل 3- B)، برش چینه‌شناسی رسم‌شده نشان‌دهندة تناوب واحدهای بازالتی با واحدهای رسوبی ماسه‌سنگ، شیل و کنگلومراست. در اینجا در اثر شدت نیروهای زمین‌ساختی، لایه‌های سنگی چین‌خورده و شیب تقریباً قائم پیدا کرده‌اند. ضخامت واحدهای بازالتی نیز از کمتر از 10 تا چندین ده متر در نوسان است.

 

 

 

شکل 3. A) توالی چینه‌شناختی واحدهای سنگی در باختر معدن منگنز ونارچ که نشان‌دهندة تناوب گدازه بازالتی با رسوب‌های ماسه‌سنگی و واحدهای ولکانی‌کلاستیک است (موقعیت: "9/34'50º42E؛ "3/10'34º20N)؛ B) برش عرضی از واحدهای سنگی در باختر معدن منگنز ونارچ که نشان‌دهندة تناوبی از گدازه‌های بازالتی در کنار واحدهای رسوبی ماسه‌سنگ، شیل و کنگلومراست؛ همان‌گونه‌که دیده می‌شود در این محدوده، توالی چین‌خورده است و لایه‌های سنگی شیب نزدیک به قائم دارند (موقعیت: "9/19'50º44E؛ "7/30'34º25N).

Figure 3. A) The stratigraphic sequence of rock units from the west of Venarch manganese mine showing the alternation of basaltic lavas with sandstone and volcaniclastic sediments (Location: N34°20՛10.3˝; E50°42՛34.9˝); B) Section of the rock units in the west of Venarch manganese mine showing basaltic lavas alternated with sandstone, shale and conglomerate. As can be seen in this area, the sequence is folded and the rock layers have a near vertical slope (Location: N34°25՛30.7˝; E50°44՛19.9˝).

 

 

واحد دیگری که در منطقه گسترش چشمگیری دارد، در فاصلة میان روستاهای قلعه چم، چال گنبد و ونارچ دیده می‌شود. این واحد شامل تناوبی از توف، رسوب‌های آواری و آهکی و گدازه‌های بازالتی و آندزیتی است که به‌صورت دگرشیب در زیر کنگلومرای الیگوسن جای گرفته‌اند. از دیدگاه صحرایی، این سنگ‌ها از لایه‌لایه (واحدهای توف و ولکانی‌کلاستیک) تا گاه توده‌‌ای نمود دارند. بیشتر واحدهای بازالتی فرسایش یافته‌اند و نمای تپه‌ماهوری دارند (شکل‌های 2- C و 2- D). در بخش‌‌های مختلف این واحد میان‏‌لایه‌‌‌‌‌هایی از آهک‌‌های فسیل‌‌‌‌‌‌دار با ضخامتی به اندازة ۱ تا چندین متر دیده می‌شوند که با مجموعه فسیل‌‌های ائوسن میانی تا پایانی (بارتونین[9]) شناخته می‌شوند (Ghalamghash and Babakhani, 1998). شماری از نمونه‌ها در این پژوهش نیز از این واحد برداشت شده‌اند.

 

ویژگی‌های میکروسکوپی

بیشتر نمونه‌های برداشت‌شده در گروه سنگ‌های بازالتی هستند. این سنگ‌ها بافت‌های متنوعی مانند پورفیری با خمیرة میکرولیتی، هیالوپیلیتیک، هیپوکریستالین و سری‌ایت دارند. افزون‌بر این، خمیرة سنگ گاه بافت اینترسرتال تا اینترگرانولار و افیتیک نیز نشان می‌دهد. همچنین، برخی بازالت‌ها بافت‏‌های حفره‏‌دار نیز دارند. برخی نمونه‌های بازالتی پلاژیوکلاز-فیریک تا کلینوپیروکسن-فیریک هستند که در آنها اندازة فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن تا 1 سانتیمتر نیز می‌رسد. از دیدگاه میزان دگرسانی، بیشتر نمونه‌ها کم و بیش دگرسان شده‌اند. گاه شدت دگرسانی بالاست؛ به‌گونه‌ای‌که قالب کانی‌های اولیه مانند الیوین تقریباً به‌طور کامل با کانی‌های ثانویه پر شده‌ است. از دیدگاه کانی‌شناسی، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین کانی‏‌های اصلی بازالت‌ها هستند که در ادامه تشریح می‌شوند.

پلاژیوکلاز: این کانی به‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار دیده می‏‌شود. پلاژیوکلاز از دیدگاه مودال، فراوان‌ترین فاز در نمونه‌های بازالتی است و گاهی تا بیش از 40 درصدحجمی سنگ را در بر می‏‌گیرد (شکل 4- A). بلورهای پلاژیوکلاز هم یکی از کانی‌های اصلی خمیرة سنگ (میکرولیت‌ها) هستند و هم به‌صورت فنوکریست دیده می‌شوند (شکل 4- B). اندازة فنوکریست‌های پلاژیوکلاز متغیر است و از میکروفنوکریست (mm 3/0 تا 03/0) تا فنوکریست (mm 5 تا 3/0) و مگاکریست (mm 5<) متغیر هستند. این کانی‏‌ها گاهی بافت غربالی دارند و گاه حاشیة انحلالی و گردشده نشان می‏‌دهند (شکل 4- C).

کلینوپیروکسن: این کانی به‌صورت شکل‌‌‌‌‌‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار، به‌صورت میکروفنوکریست و بلورهای ریز در خمیره و در فضای میان میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز دیده می‏‌شود (شکل‌های 4-C تا 4- E). از دیدگاه مودال این کانی ممکن است نزدیک به 5 تا 10 درصدحجمی سنگ را تشکیل دهد. ‌‌‌‌اندازة بیشتر بلورهای کلینوپیروکسن از 1 میلیمتر کمتر است؛ اما گاه به بیشتر از 2 میلیمتر نیز می‌رسد. میکروفنوکریست‌ها و فنوکریست‌های کلینوپیروکسن نیز کم و بیش دگرسانی دارند.

الیوین: آثار و بقایای فنوکریست‌های الیوین (که بیشتر به کانی‌های ثانویه از نوع کلریت، سرپانتین و ایدنگزیت تجزیه شده‌‌‌‌‌اند) در برخی نمونه‌ها دیده می‌شوند (شکل 4-F). بلورهای الیوین به‌صورت نسبتاً شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار (با حاشیه‌های دگرسان و گردشده) دیده می‌شوند. بیشتر بلورهای الیوین از 1 میلیمتر کوچک‌تر هستند و از دیدگاه مودال نیز کمتر از 5 درصدحجمی سنگ را فرا می‌گیرند.

کانی‌های فرعی: کانی‌های کدر (اکسیدهای آهن- تیتانیم) از کانی‏‌های فرعی معمول در سنگ‏‌های بازالتی منطقه هستند که به‌صورت ریزبلور در این نمونه‏‌ها دیده می‏‌شوند. بلورهای این کانی‌ها بیشتر در خمیرة سنگ حضور دارند و عموماً اندازه‌ای کمتر از 5/0 تا 2/0 میلیمتر دارند. کانی‌های کدر چه‌بسا خاستگاه اولیه داشته‌اند و یا شاید از دگرسانی کانی‌های فرومنیزین مانند الیوین و پیروکسن برجای مانده باشند.

کانی‏‌های ثانویه: بیشتر شامل سریسیت، کلسیت، کلریت، سرپانتین، ایدنگزیت و اکتینولیت است که از دگرسانی کانی‏‌های پلاژیوکلاز، الیوین و کلینوپیروکسن پدید آمده‏‌اند. پلاژیوکلازها در صورت دگرسانی، سریسیتی و گاهی کلسیتی می‌شوند؛ اما بلورهای الیوین با کلریت، سرپانتین و ایدنگزیت جایگزین می‌شوند. بلورهای کلینوپیروکسن نیز کلریتی و اکتینولیتی می‌شوند. گاه کانی‌های ثانویه کلسیت و کلریت فضای حفره‌ها را پر کرده و بافت آمیگدالی پدید آورده‌اند.

 

 

 

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی بازالت‏‌های منطقة کهک قم.A ) بافت هیپوکریستالین و حضور فراوان بلورهای پلاژیوکلاز در بازالت‌ها؛ B) و C) فنوکریست‌های پلاژیوکلاز در نمونه‌های بازالتی که گاه بافت غربالی نیز نشان ‌می‌دهند. حضور کلینوپیروکسن در فضای میان میکرولیت‌های پلاژیوکلاز بافت اینترسرتال (B) تا افیتیک- ساب‌افیتیک (C) پدید آورده است؛ D) فنوکریست‌های کلینوپیروکسن در نمونه‌های بازالتی که گاه کاملاً سالم هستند؛ E) حضور ریزبلورهای کلینوپیروکسن در فضای میان میکرولیت‌های پلاژیوکلاز در زمینه سنگ؛ F) قالب برجای‌مانده از الیوین که کاملاً با کلریت پر شده است (تصویر F در PPL و دیگر تصویرها در XPL هستند).

Figure 4. Microphotographs of basaltic rocks from the Kahak region. A) Hypocrystalline texture and modally abundant plagioclase crystals in basalts; B, C) Plagioclase phenocrysts in basaltic samples occasionally showing sieve texture. Clinopyroxene in the interstices of plagioclase microlites caused intersertal (B) to ophitic-subophitic (C) textures; D) Clinopyroxene phenocrysts in basaltic samples that in some instances are completely fresh; E) Clinopyroxene microcrystals in the interstices of plagioclase microlites of groundmass; F) The remaining mold of olivine that is completely filled up with chlorite (F is in PPL and the rest are in XPL).

 

 

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی سنگ کل نمونه‌های بازالتی در جدول‌های 1 و 2 نمایش داده شده‌اند. در مقادیر بدون مواد فرار (LOI)، نمونه‏‌های منطقة کهک، SiO2 درصدی از54/50 تا 94/52 درصد‌وزنی دارد و در محدودة سنگ‌های بازیک است. شکل 5 رده‌بندی شیمیایی این سنگ‌ها را نشان می‌دهد. برپایة ویژگی‌های سنگ‌نگاری و نیز بالابودن درصد LOI (5/1- 31/4 درصد‌وزنی)، نمونه‌های منطقه کمابیش دچار دگرسانی شده‌اند. ازاین‌رو، برای پرهیز از خطای تأثیر دگرسانی که بیشتر باعث پیدایش خطا در رده‌بندی TAS می‌شود، از نمودارهای پیشنهادی برپایة عنصرهای نامتحرکِ HFSE[10] برای رده‏‌بندی بهره گرفته شد. در نمودار تغییرات Zr/TiO2 در برابر نسبت Nb/Y، بیشتر نمونه‏‌ها در محدودة بازالت ساب‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 5). با اینکه همة نمونه‌ها سرشت بازیک دارند، برخی پارامترها گویای تنوع شیمیایی آنهاست. برای نمونه، مقدار عدد منیزیم [Mg#=(MgO/MgO+FeOT)*100] تغییرات چشمگیری دارد و از 34 تا 6/52 تغییر می‌کند. از سوی دیگر، میزان TiO2 نیز از 42/0 تا 92/1 و CaO از 3/2 تا 78/13 درصد‌وزنی در نوسان هستند. افزون‌بر این، مقدار FeOt و Na2O+K2O نیز به‌ترتیب تغییرات بالایی از 9/4 تا 7/12 و 2/3 تا 3/9 درصد‌وزنی را نشان می‌دهد.

در شکل 6، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشدة به ترکیب کندریت و نمودار چندعنصری (عنکبوتی) بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه نمایش داده شده‌اند. ترکیب عنصرهای کمیاب نیز نشان‌دهندة تنوع و تمایز زمین‌شیمیایی نمونه‌هاست.

شکل 5. نمونه‌‌های آتشفشانی منطقة کهک در نمودار تغییرات Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).

Figure 5. The volcanic rocks of the Kahak region in Nb/Y versus Zr/TiO2 classification diagram (Winchester and Floyd, 1977).

 

 

 

 

شکل 6. نمونه‌‌های آتشفشانی منطقة کهک در: A) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت؛ B) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (داده‌های کندریت و گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)).

Figure 6. The volcanic rocks of the Kahak region in: A) Chondrite-normalized rare earth element patterns; B) Primitive mantle-normalized multi-element diagrams (The chondrite and primitive mantle normalizing values are from Sun and McDonough (1989)).

 

 

برپایة الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب و میزان غنی‌شدگی LREE/HREE می‌توان نمونه‌های منطقه را در چهار گروه متمایز از همدیگر دسته‌بندی کرد (شکل 7). برپایة این شکل نمونه‌ها به گروه‌های مختلف شامل گروه 1 (Group 1)، گروه 2 (Group 2)، گروه 3 (Group 3) و گروه 4 (Group 4) دسته‌بندی‌ شده‌اند. گروه نخست (شکل 7- A) غنی‌شدگی LREE/HREE کمتری نسبت به دیگر گروه‌ها دارد. در این گروه نسبت‌های (La/Yb)N، (La/Sm)N و (Sm/Yb)N به‌ترتیب برابربا 5/2-7/4، 45/1- 83/1 و 7/1- 7/2 هستند. نمونه‌های گروه دوم (شکل 7- B) در مقایسه با نمونه‌های گروه نخست تمرکز بالاتری از LREE دارند. افزون‌بر این، در این گروه تهی‌شدگی نسبی Eu نیز دیده می‌شود. در گروه دوم نسبت‌های (La/Yb)N، (La/Sm)N و (Sm/Yb)N به‌ترتیب برابربا 7/3- 6/4، 98/1- 59/2 و 4/1- 04/2 هستند. در گروه سوم (شکل 7- C)، عنصرهای LREE تمرکز بالاتری دارند و الگوها نیز به نسبت پرشیب‌تر هستند. در این گروه نسبت‌های (La/Yb)N، (La/Sm)N و (Sm/Yb)N به‌ترتیب برابربا 7/8- 7/9، 9/2- 5/3 و 47/2- 3/3 است. گروه چهارم (شکل 7- D) نیز از دیدگاه شکل الگوها و شیب الگو کاملاً متمایز از دیگر است؛ بدین‌گونه‌که عنصرهای HREE تمرکز کمتری دارند و الگوها نیز به نسبت پرشیب‌تر هستند. در گروه چهارم نسبت‌های (La/Yb)N، (La/Sm)N و (Sm/Yb)N به‌ترتیب برابربا 4/8- 4/10، 6/2- 8/2 و 97/2- 96/3 هستند. تفاوت در تمرکز و شکل الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بی‌گمان نشان‌دهندة تمایز فرایندهایی زمین‌شیمیایی دخیل در پیدایش و تحولات مذاب مادر این نمونه‌هاست.

 

 

 

شکل 7. الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشدة به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای نمونه‌‌های آتشفشانی منطقة کهک که در آن نمونه‌ها به چهار گروه دسته‌بندی شده‌اند.

Figure 7. Chondrite-normalized (Sun and McDonough, 1989) rare earth element patterns for the volcanic rocks of the Kahak region in which the samples were classified into 4 Groups.

 

 

تمایز زمین‌شیمیایی میان نمونه‌ها در نمودارهای چندعنصری (عنکبوتی) نیز دیده می‌شود. در نمودارهای چندعنصری (شکل‌های 6-B و 8)، همة نمونه‌ها تهی‏‌شدگی HFSE مانند Nb، Ta، Ti، Zr ، Y و Hf نشان می‌دهند. از سوی دیگر، همة نمونه‌ها غنی‌شدگی نسبی یا آنومالی مثبت Rb، K، Sr، Th، Pb و U نشان می‏‌دهند. البته الگوی برخی نمونه‌ها در بخش عنصرهای LIL شکل نامنظمی دارد که می‌تواند با دگرسانی ثانویه در ارتباط باشد. با وجود این تشابه، برخی تمایزهای زمین‌شیمیایی میان نمونه‌ها دیده می‌شود (شکل 8)؛ بدین‌گونه‌که نمونه‌های گروه 1 و 4 غنی‌شدگی از Sr نشان می‌دهند؛ اما این ویژگی در نمونه‌های گروه 2 و 3 دیده نمی‌شود. از سوی دیگر، آنومالی منفی Ti در نمونه‌های گروه 3 و 4 شدیدتر از دیگر گروه‌هاست. همچنین، گروه‌های 1 و 4 آنومالی منفی مشخص P دارند؛ اما دیگر گروه‌ها چنین حالتی ندارند.

 

 

شکل 8. نمودار چندعنصری (عنکبوتی) بهنجارشدة به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای نمونه‌‌های آتشفشانی منطقة کهک که در آن نمونه‌ها به چهار گروه رده‌بندی شده‌اند.

Figure 8. Primitive mantle-normalized (Sun and McDonough, 1989) multi-element diagrams for the volcanic rocks of the Kahak region in which the samples were classified into 4 Groups.

 

 

برای نمایش تمایز زمین‌شیمیایی و پیدایش نمونه‌ها از نمودارهای تغییرات نیز بهره گرفته شد (شکل 9). در این شکل، نمونه‌ها به تفکیک 4 گروه یادشده نمایش داده شده‌اند. در شکل 9، نبود روند مشخص و معنی‌دار (پراکندگی نمونه‌ها)، نبود ارتباط زایشی میان گروه‌های مختلف نمونه‌ها را محتمل می‌کند. در حقیقت، در تایید همان نتیجه‌ای که پیشتر با بررسی نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی به‌دست آمد، ‌نمونه‌های بازیک منطقة کهک را می‌توان در چند گروه تفکیک کرد. در این نمودارها، سنگ‌های گروه 3 کاملاً از دیگر گروه‌ها متمایز هستند (برای نمونه، در نمودار تغییرات TiO2-MgO؛ Ni-MgO و ...). در برخی دیگر از نمودارها نیز نمونه‌های گروه 2 نسبت به دیگر متمایز می‌شوند (برای نمونه، در نمودارهای تغییرات V-MgO؛ Th-MgO). بیشتر نمونه‌های گروه 1 نیز در فاصله نزدیک به هم دیده می‌شوند که نشان‌دهندة تشابه ترکیب شیمیایی آنها و تعلق آنها به یک گروه است. تنها نمونه‌های گروه 4 با فاصله از هم رسم می‌شوند که این نیز احتمالاً پیامد تفریق زمین‌شیمیایی میان آنهاست؛ زیرا این دو نمونه از دیدگاه مقدار سیلیس اختلاف بسیاری دارند.

تمایز زمین‌شیمیایی نمونه‌ها با جایگاه صحرایی آنها نیز ارتباط دارد. همان‌گونه‌که در شکل 1 نیز دیده می‌شود، گروه‌های 1 و 2 بیشتر به واحدهای بازالتی جنوب ونارچ در شمال محدوده بررسی‌شده تعلق دارند؛ اما نمونه‌های گروه 4 به رخنمون‌های بازالتی باختر روستای چال‌گنبد و نمونه‌های گروه 3 به گدازه‌های میان‌لایه با سنگ‌های ولکانی‌کلاستیک در بخش‌های میانی محدوده موردبررسی مربوط هستند. بنابراین گمان می‌رود تمایز نمونه‌ها در نمودارهای زمین‌شیمیایی به نوعی با تفکیک صحرایی واحدها ارتباط دارد. از آنجایی‌که برپایة نقشة زمین‌شناسی، واحدهای بازیک یادشده مربوط به مراحل مختلف فعالیت آتشفشانی در محدودة زمانی ائوسن پسین هستند، تغییرات ترکیب شیمیایی آنها به تغییر فرایندهای سنگ‌زایی در گذر زمان اشاره می‌کند که در ادامه بیشتر به آن پرداخته می‌شود.

 

 

 

شکل 9. نمودارهای تغییرات مقدار عنصرهای مختلف (اصلی، فرعی و کمیاب) در برابر MgO برای سنگ‌های آتشفشانی منطقة کهک.

Figure 9. Major and trace element versus MgO variation diagrams for the Kahak volcanic rocks.

 

 

تفسیر

خاستگاه گوشته‌ای

در شکل‌های 6-A و 7 الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت نمایش داده شده است که نشان می‌دهند نمونه‏‌های منطقه از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنی‏‌شدگی دارند. از آنجایی‌که عنصرهای خاکی کمیاب سبک ناسازگارتر از عنصرهای خاکی کمیاب سنگین هستند، غنی‌شدگی نسبی آنها شاید نشان‌دهندة خاستگاه گرفتن مذاب از یک گوشته غنی یا نسبتاً غنی (نسبت به خاستگاه N-MORB) است. تفاوت در شیب الگوهای یادشده چه‌بسا متأثر از عوامل مختلف مانند میزان تهی‌شدگی خاستگاه گوشته‌ای، درجة ذوب‌بخشی، کانی‌شناسی و ژرفای خاستگاه گوشته‌ای مذاب باشد (Rollinson, 1993; Wilson, 2007). نسبت تمرکز عنصرهای کمیابی که رفتار زمین‌شیمیایی مشابه دارند کمتر تحت‌تأثیر فرایندهای تحولی مذاب (مانند تفریق بلوری) قرار می‌گیرد و از این‌رو، گویای تمرکز اولیه آنها در مذاب مادر است. در اینباره عنصرهای خاکی کمیاب بسیار سودمند هستند و بنابراین بسیاری از الگوسازی‌های زمین‌شیمیایی با کمک این عنصرها انجام می‌شود. برای الگو‌سازی (شکل 10) ویژگی‌های خاستگاه گوشته‌ای و درجة ذوب‌بخشی، تغییرات نسبت Sm/Yb در برابر Sm به‌کار برده شد (Aldanmaz et al., 2000). در این شکل الگوسازی روندهای ذوب‌بخشی برپایة یک خاستگاه گوشته‌ای تهی‌شده مورب و یک خاستگاه گوشته‌ای تهی‌نشده (WAM[11]) که می‌تواند نماینده یک گوشته زیرقاره‌ای باشد انجام شد. برپایة نتایج به‌دست‌آمده از الگوسازی می‌توان دریافت:

1- همة نمونه‌های منطقة کهک از یک خاستگاه گوشته‌ای غنی‌شده با ترکیب گارنت لرزولیتی و یک گوشتة تهی‌شده‌تر اسپینل لرزولیتی، به نسبت برابر پدید آمده‌اند؛

2- نمونه‌ها به‌طور مشخص پیامد درجات متفاوتی از ذوب‌بخشی هستند. نمونه‌های گروه 3 کمترین درجة ذوب‌بخشی (کمتر از 10 درصد) و نمونه‌های گروه 1 بیشترین درجة ذوب‌بخشی (از 10 تا 20 درصد) را نشان می‌دهند؛ اما نمونه‌های گروه‌های 2 و 4 در فاصلة این دو گروه جای می‌گیرند؛

3- تفاوت ترکیب شیمیایی نمونه‌ها به احتمال بسیار بالا اختلاف درجة ذوب‌بخشی مذاب‌ مادر آنها از یک خاستگاه گوشته‌ای همسان است. افزایش درجة ذوب‌بخشی باعث تهی‌شدگی بیشتر خاستگاه گوشته‌ای می‌شود. نسبت Nb/Yb معیاری برای میزان تهی‌شدگی گوشته‌ای دانسته می‌شود (Pearce and Peate, 1995).

در واقع تغییرات این نسبت متأثر از فرایندهای فرورانش نیست، بلکه به غلظت اولیه عنصر در خاستگاه گوشته‌ای بستگی دارد؛ همچنان‌که از سوی خاستگاه گوشته‌ای N-MORB به سوی E-MORB و OIB این نسبت افزایش می‌یابد. در بازالت‌های گروه 1و 2 نسبت Nb/Yb کمتر (5/1 تا2/2) و در بازالت‌های گروه 3 و 4 این نسبت بیشتر (5/4- 75/2Nb/Yb=) است که این ویژگی با تهی‌شدگی بیشتر خاستگاه گوشته‌ای بازالت‌های گروه 1و 2 همخوانی دارد.

افزون‌بر این، نسبت Nb/La را می‌توان برای تفکیک خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای و سست‌کره‌ای مذاب‌های بازالتی به‌کار برد. بدین‌گونه‌که نسبت Nb/La>1 به خاستگاه گوشته‌ای سست‌کره‌ای (شبیه خاستگاه OIB)، نسبت Nb/La<0.5 به خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای و نسبت 5/0<Nb/La<1 برای اختلاطی از دو خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای و سست‌کره‌ای در نظر گرفته می‌شوند (Smith et al., 1999; Çoban et al., 2012; Aydin, 2014; Aydınçakır, 2014). این نسبت در نمونه‌های منطقة کهک از 20/0 تا 58/0 تغییر می‌کند. در واقع مگر یکی از نمونه‌ها (DK-7) که نسبت Nb/La آن نزدیک به 58/0 است، در دیگر نمونه‌ها مقدار این پارامتر از 5/0 کمتر است (جدول 2). ازاین‌رو، خاستگاه نمونه‌های منطقه را می‌توان گوشتة سنگ‌کره‌ای دانست.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 10. نمودار Sm/Yb در برابر Sm برای الگوسازی درجات مختلف ذوب‌بخشی برپایة ترکیب‌های مختلف گوشته‌ای (Aldanmaz et al., 2000). WAM یا گوشته آناتولی باختری معرف یک گوشتة زیرقاره‌ای است. خط پررنگ نشان‌دهندة روند گوشته است که با استفاده از ترکیب DMM[12] و PM[13] تعریف شده است.

Figure 10. Partial melting modeling based on Sm/Yb versus Sm variation (Aldanmaz et al., 2000). WAM or West Anatolian Mantle represents a subcontinental mantle. The bold line represents mantle trend considering DMM (Depleted MORB Mantle) and PM (Primitive Mantle) source compositions.

 

 

جایگاه زمین‌ساختی

با توجه به ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی نمونه‌ها، مانند غنی‌شدگی نسبی عنصرهای LILE (مانند K، Ba و Rb) و آنومالی منفی عنصرهای HFS (مانند Zr، Ti،Nb و Ta) در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 8)، ماگمای پدیدآورندة این سنگ‏‌ها مشابه با مذاب‌های وابسته به پهنه‌های فرورانش بوده است. دلیل اصلی این بی‏‌هنجاری‏‌ها و یا بالابودن نسبت LILE/HFSE در سنگ‏‌های آتشفشانی پهنه‌های فرورانش ورود اجزای LILE موجود در تختة[14] فرورونده به درون گوة گوشته‏‌ای در پی عملکرد سیال‌های فرورانشی است (Pearce, 1982; Pearce and Parkinson, 1993; Woodhead et al., 1993; Pearce et al., 1995; Foley et al., 2000; Klimm et al., 2008). دربارة آنومالی منفی Ta و Nb نسبت به دیگر عنصرهای ناسازگار در گدازه‌های کمان آتشفشانی، فرایندهای گوناگونی پیشنهاد شده است (Kelemen et al., 1993; Kelemen et al., 2003):

1- تبلوربخشی اکسیدهای Fe-Ti در پوسته؛

2- جدایش بلورین سیلیکات‌های آبدار غنی از تیتانیم، مانند فلوگوپیت یا هورنبلند در گوشته یا پوسته؛

3- تقابل یا واکنش گستردة کروماتوگرافی میان مذاب عبوری و پریدوتیت تهی‌شدة گوشته؛

4- وجود فازهایی مانند روتیل یا اسفن در گوة گوشته‌ای؛

5- نامتحرک‌بودن Ta و Nb نسبت به REE و دیگر عنصرها در سیال‌های آبگون جداشده از مواد فرورانده؛

6- به‌ارث‌رسیدن نسبت کم Ta/Th و Nb/Th از رسوب‌های فرورانشی؛

7 - وجود روتیل بجامانده هنگام ذوب‌بخشی مواد فرورانده.

پس جدای از اینکه این ویژگی‌ها (تهی‌شدگی HFSE و غنی‌شدگی LILE) پیامد چه فرایندی باشند، از ویژگی‌های زمین‌شیمیایی کلیدی ماگماتیسم مرتبط با پهنة فرورانش هستند و ازاین‌رو، گویای وابستگی نمونه‌های بررسی‌شده با فرایندهای پهنة فرورانش هستند. نمودارهای تفکیک جایگاه‌های زمین‌ساختی نیز نشان‌دهندة همین ویژگی هستند. در یکی از این نمودارها، عنصرهای Hf، Th و Ta برای تفکیک محیط زمین‌ساختی سنگ‌های بازالتی به‌کار برده شده‌اند (شکل 11- A).

 

 

 

شکل 11. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی منطقة کهک در نمودارهای تفکیک جایگاه زمین‌ساختی. A) نمودار Th-Ta- Hf/3 برای تفکیک جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های بازالتی (Wood, 1980)؛ B) نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983)؛ C) نمودار La/10-Nb/8-Y/15 (Cabanis, 1989)؛ D) نمودار LaN-NbN (Saccani, 2015).

Figure 11. Kahak volcanic rocks composition in tectonic discrimination diagrams. A) Th-Ta-Hf/3 diagram (Wood, 1980); B) Th/Yb versus Ta/Yb diagram (Pearce, 1983); C) La/10-Nb/8-Y/15 diagram (Cabanis, 1989); D) LaN-NbN diagram (Saccani, 2015).

 

 

در شکل یادشده بازالت‌های محیط‌های کمانی از بازالت‌های محیط‌های درون‌صفحةی (بازالت‌های آلکالن و توله‌ایتی) و بازالت‌های پشته‌های میان اقیانوسی (N-MORB و E-MORB) از هم متمایز می‌شوند. از سوی دیگر، بازالت‌های محیط‌های کمانی به دو گروه بازالت‌های کالک‌آلکالن و توله‌ایت‌های جزیره‌های کمانی تفکیک می‌شوند. در نمودار مربوطه (شکل 11- A)، همة نمونه‌ها در محدودة بازالت‏‌های کالک‌آلکالن محیط‌های کمانی جای گرفته‌‌‌‌اند. جایگاه کمانی قاره‌ای نمونه‌ها با نسبت‌های Th/Yb و Ta/Yb نیز استنباط می‌شود. برپایة تغییرات نسبت‌های یادشده می‌توان ردپای فرایندهای پهنة فرورانش در پیدایش مذاب را استنباط کرد (شکل 11- B). از آنجایی‌که افزایش نسبت Th/Yb و بیرون‌رفتن روند نمونه‌‌ها از آرایة گوشته‌ای پیامد دخالت مواد فرورانشی (پوسته‌ای) در ترکیب مذاب دانسته شده است، پس افزایش نسبت Th/Yb پارامتری برای غنی‌شدگی ناشی از فرایندهای پهنة فرورانش شمرده می‌شود (Pearce, 1983). همة نمونه‌های منطقه از این لحاظ در بیرون از محدودة آرایة گوشته‌ای جای گرفته‌اند و ازاین‌رو، اثرات پهنة فرورانش را نشان می‌دهند. از سوی دیگر، برپایة شکل 11- B، نسبت Ta/Yb برای تفکیک مذاب‌های کمان قاره‌ای از کمان‌های درون اقیانوسی به‌کار برده می‌شود که نمونه‌های منطقة کهک همگی در محدودة کمان‌های قاره‌ای جای گرفته‌اند. برپایة فراوانی عنصرهای کمیاب مانند La، Nb و Y (شکل 11- C) نیز نتیجه مشابهی به‌دست آورده شد و همة نمونه‌ها در محدودة بازالت‌های کمانی (بازالت‌های کالک‌آلکالن) جای گرفته‌اند. در نمودار ThN-NbN (Saccani, 2015) نیز که قابلیت تفکیک محیط‌های مختلف زمین‌ساختی از جمله پهنه‌های فرورانشی و غیرمرتبط با فرورانش را دارد و از سوی دیگر، محیط‌های حاشیة فعال قاره‌ای و کمان‌های درون اقیانوسی و نیز محیط‌های پشت کمانی را متمایز می‌کند (شکل 11- D)، نمونه‌های منطقة کهک به‌طور مشخص در محیط کمان‌های حاشیه قاره‌ای جای می‌گیرند. پس داده‌های عنصرهای کمیاب آشکارا نشان‌دهندة یک محیط قاره‌ای است که ماگماتیسم آن متأثر از فرایندهای پهنة فرورانش رخ داده است.

 

الگوی زمین‌ساختی

همان‌گونه‌که پیشتر به آن پرداخته شد، داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی منطقة کهک قم گویای آن هستند که این سنگ‌ها سرشت کالک‌آلکالن دارند و ویژگی‌های بارز ماگماتیسم مناطق کمانی (حاشیة فعال قاره‌ای) را نشان می‏‌دهند. بررسی‌های پیشین دربارة ماگماتیسم ائوسن پهنة ارومیه-‌دختر نیز به رخداد ماگماتیسم گسترده در یک جایگاه کششی درون قاره‌ای در بالای سنگ‌کره فرورانده نئوتتیس اشاره دارند (Verdel et al., 2011). محیط کششی ماگماتیسم ائوسن با ساختارهای زمین‌ساختی از جمله گسلش نرمال در زمان مربوطه، پیدایش پهنه‌های رسوبی، ولکانیسم زیرآبی و ضخامت بالای نهشته‌های ولکانیک- ولکانوژنیک ائوسن در برخی بخش‌ها مانند ساوه استنباط می‌شود (Caillat et al., 1978; Delavari et al., 2017). ازآنجایی‌که منطقة بررسی‌شده نیز بخشی از قلمرو ماگماتیسم ترشیری (پالئوژن) ارومیه-دختر است، پس از دیدگاه محیط زمین‌ساختی با آنها در ارتباط است. الگو‏‌های تکتونوماگمایی مختلفی برای پیدایش ماگماتیسم سنوزوییک ایران برای پهنة ماگمایی ارومیه-دختر پیشنهاد شده‌اند که همگی نشان‌دهندة نقش فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران هستند. به‌دنبال این فرورانش، ماگماتیسم کمانی و پشت کمانی در محدودة گسترده‌ای از ایران رخ داده که نقطة اوج آن در ائوسن بوده است (Honarmand et al., 2013; Kananian et al., 2014; Hosseini et al., 2017; Shahsavari Alavijeh et al., 2017; Kazemi et al., 2019; Raeisi et al., 2019). پژوهش‌‌های اخیر در پهنه ماگمایی ارومیه-دختر نشان می‌دهند در زمان پالئوژن تغییرات شیب تختة فرورونده و برگشت به عقب[15] ورقه اقیانوسی نئوتتیس در پیدایش و تنوع ماگماتیسم ائوسن ایران نقش مهمی داشته است (Shahabpour, 2007; Morley et al., 2009; Verdel et al., 2011). در واقع گمان می‌رود سنگ‌‌های آتشفشانی ائوسن در ایران در ارتباط با محیط کششی در بالای یک پهنة فرورانش شده باشند (Verdel et al., 2011). بدین‌گونه‌که برگشت به عقب صفحه اقیانوسی نئوتتیس در ائوسن موجب پیدایش یک محیط کششی در بالای پهنة فرورانش شده است. سپس در پی صعود سست‌کره‌ای و بالارفتن جریان حرارتی، گوشتة سنگ‌کره‌ای دگرسان‌شده (متاسوماتیک) دچار ذوب‌بخشی شد. با توجه به مباحث یادشده و از آنجایی‌که ماگماتیسم ائوسن منطقة کهک قم نیز بخشی از ماگماتیسم پهنة ارومیه-دختر است، و برپایة آنچه از ترکیب زمین‌شیمیایی نمونه‌ها به‌دست آمد، یک محیط فرافرورانشی (حاشیة فعال قاره‌ای) را می‌توان در نظر گرفت. چنین محیطی احتمالاً متأثر از زمین‌ساخت کششی درون کمانی (یا پشت کمانی) نیز بوده است. در چنین شرایطی می‌توان انتظار داشت ماگماتیسم مرتبط با ذوب کاهش فشاری از خاستگاه گوة گوشته‌ای که تحت‌تأثیر سیال‌های پهنة فرورانشی بوده است رخ دهد. ازاین‌رو، گمان می‌رود بالاآمدگی سست‌کره‌ای در یک محیط کششی، انتقال جریان حرارتی و ذوب‌بخشی سنگ‌کره گوشته‌ای متاسوماتیک عامل اصلی ماگماتیسم گستردة ایران در زمان ائوسن بوده باشد (شکل 12). نکتة مهم دیگری که از این پژوهش نتیجه گرفته‌ می‌شود اینست که تنوع فازهای مختلف ماگمایی ائوسن بیش از آنکه به رابطه زایشی مذاب‌ها از طریق فرایند تحول ماگمایی ارتباط داشته باشد، متأثر از تفاوت در میزان تهی‌شدگی خاستگاه گوشته‌ای و یا درجات ذوب‌بخشی گوشته خاستگاه آنهاست.

 

 

 

شکل 12. الگوی زمین‌ساختی پیشنهادی برای ماگماتیسم ائوسن ایران مرکزی (از جمله پهنة ارومیه-دختر). در بازة زمانی ائوسن، فعل و انفعال فرایندهای گوناگون از جمله به عقب برگشتن ورقه فرورنده، صعود گوشتة سست‌کره‌ای و ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای دگرسان به احتمال می‌تواند از عوامل اصلی ماگماتیسم گسترده ائوسن[16] در ایران مرکزی و نیز پهنة ارومیه-دختر باشد.

Figure 12. Proposed tectonic model for the Eocene magmatism of Central Iran (including the Urmieh-Dokhtar zone). During the Eocene, the Neotethyan slab-rollback followed by asthenospheric upwelling and partial melting of metasomatized lithospheric mantle could possibly trigger the extensive Eocene magmatism of UDMB.

 

برداشت

ماگماتیسم ائوسن پهنة ارومیه-‌دختر در منطقة کهک قم دربردارنده رخنمون نسبتاً گسترده‌ای از سنگ‌های بازالتی است. این سنگ‌ها از دیدگاه شیمیایی شواهد بارز ماگماتیسم مرتبط با پهنه‌های فرورانشی نشان می‌دهند. با این حال، ویژگی‌های شیمیایی آنها (به‌ویژه عنصرهای کمیاب) تنوع نشان می‌دهند و بر این اساس می‌توان آنها را به گروه‌های متمایز دسته‌بندی کرد. این گروه‌های سنگی گمان می‌رود نمی‌توانند از طریق فرایندهای تحولی و تبلوربخشی با هم مرتبط باشند؛ بلکه به‌صورت پالس‌های مختلفی از مذاب‌هایی هستند که از درجات مختلف ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای رخسارة اسپینل- گارنت لرزولیت پدید آمده‌اند. در بازة زمانی ائوسن، برهم کنش فرایندهای مختلف از جمله به عقب‌برگشتن تختة فرورنده، پیدایش محیط زمین‌ساختی کششی در بالای تختة فرورونده، صعود گوشتة سست‌کره‌ای و ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای دگرسان می‌توانسته‌اند در رخداد ماگماتیسم گسترده ائوسن در ایران مرکزی و نیز پهنة ارومیه-دختر نقش داشته باشند.

 

[1] volcaniclastic

[2] petrogenesis

[3] Loss On Ignition

[4] Lithium Borate Fusion

[5] Inductively coupled plasma - optical emission spectrometry

[6] Microwave Digest

[7] Certified Reference Material

[8] Reference Material

[9] Bartonian

[10] High-field-strength elements

[11] West Anatolian Mantle

[12] Depleted MORB Mantle

[13] Primitive Mantle

 

[14] slab

[15] roll-back

[16] Eocene magmatic flare-up

 

References

Adamia, S., Zakariadze, G., Chkhotua, T., Sadradze, N., Tsereteli, N., Chabukiani, A. and Gventsadze, A. (2011) Geology of the Caucasus: a review. Turkish Journal of Earth Sciences, 20(5), 489-544.
Alavi, M. (1994) Tectonics of the zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229(3–4), 211-238.
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102(1–2), 67-95.
Angiolini, L., Crippa, G., Muttoni, G. and Pignatti, J. (2013) Guadalupian (Middle Permian) paleobiogeography of the Neotethys Ocean. Gondwana Research, 24(1), 173-184.
Arthurton, R. S., Farah, A. and Ahmed, W. (1982) The Late Cretaceous-Cenozoic history of western Baluchistan Pakistan-the northern margin of the Makran subduction complex. Geological Society, London, Special Publications, 10(1), 373-385.
Asiabanha, A., Bardintzeff, J. M., Kananian, A. and Rahimi, G. (2012) Post-Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 45(0), 79-94.
Askari, N., Emami, M. H. and Kheirkhah, M. (2015) Petrography, Geochemistry and Origin of Garnet-Bearing Rhyolites of Kahak Area, SE Qom, Iran. Geosciences Scientific Quarterly Journal, 24(94), 17-26 (in Persian).
Aydin, F. (2014) Geochronology, geochemistry, and petrogenesis of the Maçka subvolcanic intrusions: implications for the Late Cretaceous magmatic and geodynamic evolution of the eastern part of the Sakarya Zone, northeastern Turkey. International Geology Review, 56(10), 1246-1275.
Aydınçakır, E. (2014) The petrogenesis of Early Eocene non-adakitic volcanism in NE Turkey: Constraints on the geodynamic implications. Lithos, 208, 361-377.
Azizi, H. and Jahangiri, A. (2008) Cretaceous subduction-related volcanism in the northern Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. Journal of Geodynamics, 45(4–5), 178-190.
Azizi, H., Stern, R. J., Topuz, G., Asahara, Y. and Moghadam, H. S. (2019) Late Paleocene adakitic granitoid from NW Iran and comparison with adakites in the NE Turkey: Adakitic melt generation in normal continental crust. Lithos, 346-347, 105151.
Baharifar, A. A. (2011) Mineralogy and origin of garnet in acidic volcanic rocks of Dastgerd area, Qom. Petrological Journal 1(4), 1-14 (in Persian).
Biabangard, H. and Moradian, A. (2008) Geology and geochemical evaluation of Taftan Volcano, Sistan and Baluchestan Province, southeast of Iran. Chinese Journal of Geochemistry, 27(4), 356-369.
Cabanis, B. (1989) The La/10-Y/15-Nb/8 diagram-A tool for discriminating volcanic series and evidencing continental-crust magmatic mixtures and/or contamination. Comptes Rendus de l'Acaddmie des Sciences, ser. 2, 309(20), 2023-2029.
Caillat, C., Dehlavi, P. and Jantin, B. M. (1978) Géologie de la région de Saveh (Iran): contribution à l'étude du volcanisme et du plutonisme tertiaires de la zone de l'Iran central. Université Scientifique et Médicale de Grenoble, France.
Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Chichorro, M. (2013) Late Eocene–Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran. An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos, 180–181, 109-127.
Chiu, H. -Y., Chung, S. -L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Khatib, M. M. and Iizuka, Y. (2013) Zircon U–Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos, 162–163(0), 70-87.
Çoban, H., Karacık, Z. and Ece, Ö. I. (2012) Source contamination and tectonomagmatic signals of overlapping Early to Middle Miocene orogenic magmas associated with shallow continental subduction and asthenospheric mantle flows in Western Anatolia: A record from Simav (Kütahya) region. Lithos, 140–141, 119-141.
Davidson, J., Hassanzadeh, J., Berzins, R., Stockli, D. F., Bashukooh, B., Turrin, B. and Pandamouz, A. (2004) The geology of Damavand volcano, Alborz Mountains, northern Iran. Geological Society of America Bulletin, 116(1-2), 16-29.
Davoudian, A. R., Genser, J., Neubauer, F. and Shabanian, N. (2016) 40Ar/39Ar mineral ages of eclogites from North Shahrekord in the Sanandaj–Sirjan Zone, Iran: Implications for the tectonic evolution of Zagros orogen. Gondwana Research, 37, 216-240.
Delavari, M., Amini, S., Schmitt, A. K., McKeegan, K. D. and Mark Harrison, T. (2014) U–Pb geochronology and geochemistry of Bibi-Maryam pluton, eastern Iran: Implication for the late stage of the tectonic evolution of the Sistan Ocean. Lithos, 200–201(0), 197-211.
Delavari, M., Dolati, A., Mohammadi, A. and Rostami, F. (2016) The Permian volcanics of central Alborz: implications for passive continental margin along the southern border of Paleotethys. Ofioliti, 41(2), 59-74.
Delavari, M., Ghorbani, K. and Shabani, A. A. T. (2021) Oligo-Miocene extrusive rocks of Razan- Avaj area (Urumieh-Dokhtar magmatic belt): evidence of OIB- like magmatism ina supra-subduction zone setting. Geosciences Scientific Quarterly Journal, 31(4), 97-110 (in Persian).
Delavari, M., Rezaei, P. and Dolati, A. (2017) Eocene magmatism of Orumieh- Dokhtar belt (North of Saveh): variation of volcanic suites in an extensional tectonic setting. Earth Science Resrearches, 30: 1-17 (in Persian)
Delavari, M., T Shabani, A. A. and Ghanbari, S. (2020) Dacitic rocks from the South of Julfa (Eastern Azerbaijan): amphibole and plagioclase thermobarometry and crystallization condition. Geosciences Scientific Quarterly Journal, 117, 217-230 (in Persian).
Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, Ş. (2010) Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review, 52(4-6), 536-578.
Foley, S. F., Barth, M. G. and Jenner, G. A. (2000) Rutile/melt partition coefficients for trace elements and an assessment of the influence of rutile on the trace element characteristics of subduction zone magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64(5), 933-938.
Ghalamghash, J. and Babakhani, A. (1998) Geological map of Kahak, scale 1:100000; series sheet 6158. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Ghalamghash, J., Mousavi, S., Hassanzadeh, J. and Schmitt, A. (2016) Geology, zircon geochronology, and petrogenesis of Sabalan volcano (northwestern Iran). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 327, 192-207.
Ghalamghash, J., Schmitt, A., Shiaian, K., Jamal, R. and Chung, S. -L. (2019a) Magma origins and geodynamic implications for the Makran-Chagai arc from geochronology and geochemistry of Bazman volcano, southeastern Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 171, 289-304.
Ghalamghash, J., Schmitt, A. K. and Chaharlang, R. (2019b) Age and compositional evolution of Sahand volcano in the context of post-collisional magmatism in northwestern Iran: Evidence for time-transgressive magmatism away from the collisional suture. Lithos, 344-345, 265-279.
Ghorbani, M. R., Graham, I. T. and Ghaderi, M. (2014) Oligocene–Miocene geodynamic evolution of the central part of Urumieh-Dokhtar Arc of Iran. International Geology Review, 56(8), 1039-1050.
Hassanzadeh, J. and Wernicke, B. P. (2016) The Neotethyan Sanandaj‐Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin‐arc transitions. Tectonics, 35(3), 586-621.
Honarmand, M., Omran, N. R., Corfu, F., Emami, M. H. and Nabatian, G. (2013) Geochronology and magmatic history of a calc-alkaline plutonic complex in the Urumieh–Dokhtar Magmatic Belt, Central Iran: zircon ages as evidence for two major plutonic episodes. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen: Journal of Mineralogy and Geochemistry, 190(1), 67-77.
Hosseini, M. R., Hassanzadeh, J., Alirezaei, S., Sun, W. and Li, C. -Y. (2017) Age revision of the Neotethyan arc migration into the southeast Urumieh-Dokhtar belt of Iran: Geochemistry and U–Pb zircon geochronology. Lithos, 284-285, 296-309.
Kananian, A., Sarjoughian, F., Nadimi, A., Ahmadian, J. and Ling, W. (2014) Geochemical characteristics of the Kuh-e Dom intrusion, Urumieh–Dokhtar Magmatic Arc (Iran): Implications for source regions and magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 90(0), 137-148.
Karsli, O., Ketenci, M., Uysal, İ., Dokuz, A., Aydin, F., Chen, B., Kandemir, R. and Wijbrans, J. (2011) Adakite-like granitoid porphyries in the Eastern Pontides, NE Turkey: Potential parental melts and geodynamic implications. Lithos, 127(1–2), 354-372.
Kaz’min, V. G. and Tikhonova, N. F. (2008) Cretaceous-Paleogene back-arc basins in the Iran-Afghanistan-Pamirs segment of the Eurasian active margin. Doklady Earth Sciences, 422, 1018-1020.
Kazemi, K., Kananian, A., Xiao, Y. and Sarjoughian, F. (2019) Petrogenesis of Middle-Eocene granitoids and their Mafic microgranular enclaves in central Urmia-Dokhtar Magmatic Arc (Iran): Evidence for interaction between felsic and mafic magmas. Geoscience Frontiers, 10(2), 705-723.
Kelemen, P. B., Hanghøj, K. and Greene, A. R. (2003) One view of the geochemistry of subduction-related magmatic arcs, with an emphasis on primitive andesite and lower crust. Treatise on Geochemistry, 3, 593-659.
Kelemen, P. B., Shimizu, N. and Dunn, T. (1993) Relative depletion of niobium in some arc magmas and the continental crust: partitioning of K, Nb, La and Ce during melt/rock reaction in the upper mantle. Earth and Planetary Science Letters, 120(3–4), 111-134.
Klimm, K., Blundy, J. D. and Green, T. H. (2008) Trace Element Partitioning and Accessory Phase Saturation during H2O-Saturated Melting of Basalt with Implications for Subduction Zone Chemical Fluxes. Journal of Petrology, 49(3), 523-553.
Lechmann, A., Burg, J. -P., Ulmer, P., Guillong, M. and Faridi, M. (2018) Metasomatized mantle as the source of Mid-Miocene-Quaternary volcanism in NW-Iranian Azerbaijan: Geochronological and geochemical evidence. Lithos, 304-307, 311-328.
Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajjel, M. (2011) U–Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 41(3), 238-249.
Morley, C. K., Kongwung, B., Julapour, A. A., Abdolghafourian, M., Hajian, M., Waples, D., Warren, J., Otterdoom, H., Srisuriyon, K. and Kazemi, H. (2009) Structural development of a major late Cenozoic basin and transpressional belt in central Iran: The Central Basin in the Qom-Saveh area. Geosphere, 5(4), 325-362
Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G. and Jolivet, L. (2008) Arc-magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: A new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos, 106(3–4), 380-398.
Pang, K. -N., Chung, S. -L., Zarrinkoub, M. H., Chiu, H. -Y. and Li, X. -H. (2014) On the magmatic record of the Makran arc, southeastern Iran: Insights from zircon U-Pb geochronology and bulk-rock geochemistry. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 15(6), 2151-2169.
Pang, K. -N., Chung, S. -L., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. -Y., Chu, C. -H., Lee, H. -Y. and Lo, C. -H. (2013) Eocene–Oligocene post-collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Lithos, 180–181, 234-251.
Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites (Ed. Thorpe, R. S.) 525-548. John Wiley & Sons, New York.
Pearce, J. A. (1983) Role of the subcontinental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J., Norry, M. J.) 230–249. Shiva, Nantwich.
Pearce, J. A., Baker, P. E., Harvey, P. K. and Luff, I. W. (1995) Geochemical Evidence for Subduction Fluxes, Mantle Melting and Fractional Crystallization Beneath the South Sandwich Island Arc. Journal of Petrology, 36(4), 1073-1109.
Pearce, J. A. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. Geological Society, London, Special Publications, 76(1), 373-403.
Pearce, J. A. and Peate, D. W. (1995) Tectonic Implications of the Composition of Volcanic ARC Magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 23, 251-285.
Raeisi, D., Mirnejad, H. and Sheibi, M. (2019) Emplacement mechanism of the Tafresh granitoids, central part of the Urumieh–Dokhtar Magmatic Arc, Iran: evidence from magnetic fabrics. Geological Magazine, 156(9), 1510-1526.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific & Technical, London, Britain.
Saccani, E. (2015) A new method of discriminating different types of post-Archean ophiolitic basalts and their tectonic significance using Th-Nb and Ce-Dy-Yb systematics. Geoscience Frontiers, 6(4), 481-501.
Sepahi, A. A., Jafari, S. R., Osanai, Y., Shahbazi, H. and Moazzen, M. (2019) Age, petrologic significance and provenance analysis of the Hamedan low-pressure migmatites; Sanandaj-Sirjan Zone, west Iran. International Geology Review, 61, 1446-1461.
Sepahi, A. A., Salami, S., Lentz, D., McFarlane, C. and Maanijou, M. (2018) Petrography, geochemistry, and U–Pb geochronology of pegmatites and aplites associated with the Alvand intrusive complex in the Hamedan region, Sanandaj–Sirjan zone, Zagros orogen (Iran). International Journal of Earth Sciences, 107(3), 1059-1096.
Shahabpour, J. (2007) Island-arc affinity of the Central Iranian Volcanic Belt. Journal of Asian Earth Sciences, 30(5–6), 652-665.
Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. K. and Vousoughi Abedini, M. (2010) Geochemistry and U–Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj–Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences, 39(6), 668-683.
Shahsavari Alavijeh, B., Rashidnejad-Omran, N. and Corfu, F. (2017) Zircon U-Pb ages and emplacement history of the Nodoushan plutonic complex in the central Urumieh-Dokhtar magmatic belt, Central Iran: Product of Neotethyan subduction during the Paleogene. Journal of Asian Earth Sciences, 143, 283-295.
Sheikholeslami, M. R. (2016) Tectono-stratigraphic evidence for the opening and closure of the Neotethys Ocean in the southern Sanandaj-Sirjan zone, Iran. Geological Society of America Special Papers, 525, 525-509.
Smith, E. I., Sanchez, A., Walker, J. D. and Wang, K. (1999) Geochemistry of mafic magmas in the Hurricane Volcanic field, Utah: implications for small-and large-scale chemical variability of the lithospheric mantle. The Journal of Geology, 107(4), 433-448.
Stampfli, G. M. and Borel, G. D. (2002) A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters, 1961-2, 17-33.
Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran; a review. AAPG Bulletin, 52(7), 1229-1258.
Sun, S. -S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42(1), 313-345.
Topuz, G., Okay, A. I., Altherr, R., Schwarz, W. H., Siebel, W., Zack, T., Satır, M. and Şen, C. (2011) Post-collisional adakite-like magmatism in the Ağvanis Massif and implications for the evolution of the Eocene magmatism in the Eastern Pontides (NE Turkey). Lithos, 125(1–2), 131-150.
Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics, 30(3), TC3008.
Wilson, M. (2007) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Springer Science & Business Media.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20(0), 325-343.
Wood, D. A. (1980) The application of a ThHfTa diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province. Earth and Planetary Science Letters 50(1), 11-30.
Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematics in island arc and back-arc basin basalts: Evidence for multi-phase melt extraction and a depleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters, 114(4), 491-504.
Petrological Journal
Volume 13, Issue 2 - Serial Number 50
Petrological Journal , vol. 13, Issue 2, No. 50, Summer 2022
August 2022
Pages 91-120

Files

History

  • Receive Date: 31 December 2021
  • Revise Date: 18 May 2022
  • Accept Date: 31 July 2022

Share

How to cite

Statistics