Lithology and tectonomagmatic setting of volcanic and plutonic rocks from the Lak area, southwest Buin Zahra, NW Iran

Document Type : Original Article

Authors

1 M.Sc. student, Department of Economic Geology, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran

2 Professor, Department of Economic Geology, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran

3 Assistant Professor, Department of Economic Geology, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran

Abstract

The Urumieh-Dokhtar magmatic arc (UDMA) of Iran with a length of about 1700 km and a width of approximately 150 km is mainly composed of Tertiary volcanic rocks and acidic to basic intrusions (Berberian, 1981; Emami et al., 1992; Darvishzadeh, 2003; Ghorbani, 2003). The UDMA has been attributed to the subduction of the Neotethys oceanic crust under the Iranian plate, which occurred from the Triassic to the Eocene (Asiabanha et al., 2012; Pang et al., 2013). The UDMA extending NW-SE includes a large volume of Cenozoic magmatism, especially in the Eocene (Chiu et al., 2013; Kananian et al., 2014). The purpose of this research is to identify the petrographic and geochemical characteristics of the volcanic and intrusive rocks of the Lak area in NW Iran and also to determine the tectonomagmatic setting of these rocks.
Geology
The Lak area is situated 36 km southwest of Buin Zahra, in the northern part of the UDMA and the western part of the Central Iran zone (Aghanabati, 2006). The UDMA is an Andean magmatic arc with a NW-SE trend, which formed by the oblique subduction of the Neotethys oceanic plate under the central Iranian plate (Shearman et al., 1976; Berberian and King, 1981; Agard et al., 2011; Gohari et al., 2022). One of the remarkable features of the UDMA is the emplacement of intrusive masses due to late Eocene and early Oligocene pressure phase (Pyrenean tectonic phase) in volcanic-sedimentary sequences of Eocene age (Delavari et al., 2017).
The main outcrops of the study area include Eocene volcanic and volcano-sedimentary rocks consisting of andesite, andesitic basalt, basalt, dacite, and rhyodacite. The volcano-sedimentary rocks of the Lak area comprise alternating lava flows (basalt to andesite) and pyroclastic materials (various types of tuff and agglomerate).
Methods
The studies carried out in the Lak area include field and laboratory parts. During the field studies, a geological map with a scale of 1:5000 in an area of 20 square kilometers was prepared. Forty-five samples of volcanic rocks and intrusive masses for preparation of thin sections and petrographic studies (20 samples), measurement of main oxides by XRF method (14 samples), and analyzing minor and rare earth element contents by ICP-MS method (17 samples) were collected and sent to the relevant laboratories for analysis.
Petrography
In the Lak area and its surroundings, volcanic and intrusive rocks are exposed. These rocks mainly include andesite lavas, basaltic andesite, basalt and tuff, and pyroclastic deposits of lower Eocene age and intrusive masses and dykes with the composition of dacite, rhyodacite, microdiorite, and gabbro-diorite of upper Eocene-Oligocene age, which were injected into the Eocene volcanic rocks (Firouzbakht et al., 2018).
Geochemistry and tectonomagmatic setting of the volcanic and intrusive rocks
The amount of SiO2 in the rocks under study varies from 42 to 71% and on K2O versus SiO2 diagram, those are in the range of andesite, basaltic andesite, basalt, dacite, and rhyodacite. The range of K2O changes in these rocks as well as intrusive rocks is relatively wide so the investigated samples of volcanic and intrusive units are located in different groups of low- and medium-potassium rocks. According to the geochemical characteristics and also taking into account the temporal and spatial location of the volcanic rocks of the Lak area, it seems that these rocks are related to the magmatism caused by the subduction of the Neo-Tethys oceanic crust under the central Iranian plate and have been originated in a (magmatic arc) environment.
Possible origin of magma
The widespread distribution of plutonic rocks in the study area, mineralogical similarity between these plutons and the volcanics as well as very similar chemical compositions of these two rock types in different geochemical and tectono-magmatic discrimination diagrams suggest that the plutonic and the volcanic rocks may have originated from the same source.
The volcanic and plutonic rocks of the area are very similar to calc-alkaline lavas based on major and trace element geochemical data. The Al2O3 content of these rocks is high, but they are low in Mg#, their Zr/Y ratio is greater than 3, similar to the volcanic rocks of continental arcs (Pearce and Norry, 1979). In the diagram of normalized trace elements relative to the enriched mid-ocean ridge basalts (E-MORB), Ti (except basalts), Nb, P, and Rb have negative anomalies, but Pb and K show positive anomalies, pointing to magmatic rocks from a subduction zone (Morata and Aguirre, 2003).
Magmas forming volcanic rocks in subduction zones usually originate from mantle wedges, fluids, and hydrous melts derived from subducting oceanic crust. The samples from the Lak area have high K2O contents and the downward trend in MgO values of the volcanic rocks of the area indicating that the magma originated from the mantle wedge (Gourgaud and Vincent, 2003).
Acknowledgments
We would like to express our gratitude and appreciation to the Research Vice-Chancellor of Tarbiat Modares University as well as Mr. Poursaleh, CEO of Yazd Peijouyan Industrial and Mining Company, for providing the facilities to carry out this research.

Keywords

Main Subjects

Full Text

کمان ماگمایی ارومیه-دختر با درازای نزدیک به 1700 و پهنای نزدیک به 150 کیلومتر بیشتر از سنگ‌های آتشفشانی ترشیری تشکیل شده است و در آن توده‌های نفوذی اسیدی تا بازیک تزریق شده‌اند (Berberian, 1981; Emami et al., 1992; Darvishzadeh, 2003; Ghorbani, 2003). از مهم‌ترین بررسی‌های انجام شده در کمان ماگمایی ارومیه- دختر می‌توان بررسی‌های عمرانی و همکاران (Omrani et al., 2008)، وردل و همکاران (Verdel et al., 2011) و قائدامینی‌هارونی و همکاران (Gaedamini Harouni et al., 2015) را نام برد که برپایة آنها کمان ماگمایی ارومیه- دختر پیامد فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران در تریاس تا ائوسن دانسته شده است (Asiabanha et al., 2012; Chiu et al., 2013; Pang et al., 2013). پهنة ارومیه- دختر با امتداد شمال‌باختری-جنوب‌خاوری بخش بزرگی از ماگماتیسم سنوزوییک به‌ویژه در ائوسن را دربر می‌گیرد (Chiu et al., 2013; Kananian et al., 2014).

منطقة لک در 36 کیلومتری جنوب‌باختری بویین‌زهرا، در شمال‌باختری کمان ماگمایی ارومیه- دختر (Aghanabati, 2006) و در بخش باختری پهنة ایران مرکزی جای دارد (شکل 1).

 

 

شکل 1. A) نقشة پهنه‌بندی ساختاری و زمین‌شناسی ایران (Richards et al., 2012) و جایگاه منطقة لک در شمال کمان ماگمایی ارومیه- دختر؛ B) نقشة ساده‌شدة زمین‌شناسی از بخش شمالی کمربند ارومیه- دختر و موقعیت منطقة لک که با مستطیل مشکی نمایش داده شده است.

Figure 1. A) Map of structural and geological divisions of Iran (Richards et al., 2012) and position of the Lak area in the north of the Urumieh-Dokhtar magmatic arc; B) Simplified geological map of the northern part of the Urumieh-Dokhtar arc and the location of the Lak area shown in a black rectangle.

 

 

 

این منطقه از دیرباز مورد توجه معدن‌کاران بوده است. وجود حفاری‌های قدیمی به‌صورت تونل‌ها و عملیات معدن‌کاری به‌صورت برداشت‌های سطحی در محدودة کانسار، استخراج کانسنگ‌های سرب در سال‌های 1323 و 1324 را نشان می‌دهد. در فاصلة سال‌های 1375 تا 1384 بررسی‌های زمین‌شناسی، اکتشافی و استخراجی توسط شرکت معادن لک به‌صورت حفر تونل و چندین ترانشه اکتشافی و استخراجی و حفر یک گمانه به ژرفای 40 متر انجام شد. بسیاری از ترانشه‌های حفرشده دستخوش عوامل فرسایشی شده‌اند و در بیشتر موارد تنها آثاری از آنها به‌جای مانده است. در سال 1382 شرکت پی‌جویان یزد، عملیات اکتشافات زمین‌فیزیکی با روش‌های پتانسیل القایی[1] (IP) و مغناطیس‌سنجی همراه با عملیات اکتشافات زمین‌شیمیایی در منطقة لک را به انجام رسانده است.

هدف از انجام این پژوهش، شناسایی ویژگی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی منطقة لک و همچنین، تعیین جایگاه تکتونوماگمایی این سنگ‌هاست.

روش انجام پژوهش

بررسی‌های انجام‌شده در منطقة لک شامل دو بخش صحرایی و آزمایشگاهی هستند. در هنگام بررسی‌های صحرایی، نقشة زمین‌شناسی با مقیاس 1:5000 و به مساحت 20 کیلومتر مربع تهیه شد. همزمان با آن، 45 نمونه از سنگ‌های آتشفشانی و توده‌های نفوذی برای تهیة مقاطع نازک و بررسی‌های سنگ‌نگاری (20 نمونه)، سنجش اکسیدهای اصلی با روش XRF (14 نمونه در دانشگاه تربیت‌ مدرس) و اندازه‌گیری مقادیر عنصرهای فرعی و خاکی نادر بـا روش ICP-MS (17 نمونـه در آزمایشـگاه کانسـاران بینالود) برداشت شدند. نمونه‌ها برای بررسی و یا تجزیه به آزمایشگاه‌های مربوطه فرستاده شدند. در این پژوهش، نمونه‌های سنگی با کمترین میـزان دگرسانی و هوازدگی برای تجزیة اکسیدهای اصلی و بررسی‌های سنگ‌نگاری برگزیده شدند. ازآنجایی‌که شــناخت واحــدهای ســنگی و ساختارهای زمین‌شناسی منطقه، نخستین گام برای فراهم‌کردن اطلاعـات پایـه در بررسی‌های تفصیلی است، بر پایة تصویرهای ماهواره‌ای از منطقه، پیمـایش‌هـای صحرایی و بررسی‌های سنگ‌نگاری، نقشة زمین‌شناسی منطقه با مقیاس 1:5000 تهیـه شد (شکل 2).

نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) است.

زمین‌شناسی بخش شمالی کمان ماگمایی ارومیه- دختر

مجموعة کمان ماگمایی ارومیه- دختر[2] (UDMA)، کمربند ماگمایی نوع آندی با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری است که در پی فرورانش مورب پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی تشکیل شده است (Shearman et al., 1976; Berberian and King, 1981; Agard et al., 2011). از ویژگی‌های کمان ماگمایی ارومیه- دختر، جایگیری توده‌های نفوذی در پی فاز فشاری ائوسن پایانی و الیگوسن آغازین (فاز زمین‌ساختی پیرنئن) در توالی‌های آتشفشانی- رسوبی به سن ائوسن است (Aghanabati, 2006; Delavari et al., 2017). تودة نیمه‌ژرف لک که از جنس داسیت تا ریوداسیت است و در مرکز نقشه 1:250.000 چهارگوش زمین‌شناسی ساوه (Amidi, 1984) و نیز در کرانة جنوب‌خاوری نقشة زمین‌شناسی 1:100.000 ورقة دانسفهان (Eghlimi and Mosavvari, 2006) برونزد دارد، در واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن با ترکیب غالب آندزیت تا آندزیت‌بازالتی تزریق شده است و هالة دگرگونی حرارتی محدودی را در سنگ‌های میزبان پدید آورده است. این مجموعه خود با توده‌های گابرودیوریتی و نیز دایک‌های مگاپورفیری و میکرودیوریتی قطع شده‌ است (شکل 2).

 

 

 

 

شکل 2: نقشه و مقطع زمین‌شناسی محدوده کانسار لک.

Figure 2. Geological map and section of the area surrounding the Lak deposit.

 

 

سنگ‌نگاری

در منطقة لک و پیرامون آن، سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی رخنمون دارند. این سنگ‌ها غالباً شامل گدازه‌های آندزیت، آندزیت‌بازالتی، بازالت و نهشته‌های توفی و آذرآواری به سن ائوسن پایینی و توده‌های نفوذی و دایک‌ها با ترکیب داسـیت، ریوداسیت، میکرودیوریت و گابرودیوریت به سن ائوسن بالایی- الیگوسن هستند (شکل‌های 2 و 3- A) که در سنگ‌های آتشفشانی ائوسن تزریق شده‌اند (Firouzbakht et al., 2018). به‌طور کلی، واحدهای سنگی در منطقة لک، سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی هستند که در ادامه به آنها پرداخته می‌شود.

1- واحدهای آتشفشانی

1-الف- آندزیت تا آندزیت‌بازالتی (Ea)

واحد گدازه‌ای آندزیت تا آندزیت‌بازالتی نخستین فاز فعالیت‌های آتشفشانی در منطقة لک است و حجم اصلی سنگ‌های آتشفشانی منطقه را تشکیل می‌دهد. این واحد که میزبان اصلی کانی‌سازی در منطقه است، به‌صورت گدازه‌ها و گنبدهای آتشفشانی به رنگ خاکستری تیره مایل به سبز با بافت پورفیریتیک برونزد دارد. در بخش شمالی منطقه، واحد Ea به‌صورت برونزدهای کوچک با ترکیب هورنبلند آندزیت رخنمون دارد. به طور کلی، 50 تا 60 درصد مقاطع میکروسکوپی بررسی‌شده از این واحد را درشت‌بلورهایی متشکل از پلاژیوکلاز و آمفیبول تشکیل داده‌اند. پلاژیوکلازها در اندازه‌های 1 تا 5 میلی‌متر، 10 تا 20 درصد از سطح مقطع را پوشش می‌دهند و با بلورهای هورنبلند و مقادیر کم بیوتیت همراه هستند (شکل 3- B). پلاژیوکلازها به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌‌شکل‌دار با ماکل‌های کارلسباد و پلی‌سینتتیک دیده می‌شوند. هورنبلندها در اندازه‌های 5/0 تا 2 میلی‌متر بیشتر به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌‌شکل‌دار هستند. زمینه به‌صورت شیشه‌ای (بیشتر شیشه‌زدایی‌شده) یا میکرولیتی است و با ریزبلورهای فراوان آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز به‌همراه کانی‌های کدر (بیشتر مگنتیت) همراه است.

 

 

 

 

شکل 3. A) نمایی از زمین‌شناسی منطقة لک، دید رو به شمال‌باختری. ارتفاعات بلند واحدهای آندزیت‌بازالتی هستند و واحدهای اسیدی‌تر به‌صورت تپه‌های کم‌ارتفاع در بخش مرکزی رخنمون دارند (Ea: گدازه آندزیت‌بازالتی؛ Eb: گدازه بازالتی؛ Eda: تودة نفوذی داسیتی)؛ B، C) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از واحد آندزیت‌بازالتی که در آن درشت‌بلورهای فراوان پلاژیوکلاز و هورنبلند در زمینه‌ای شیشه‌ای همراه با ریزبلورهای آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز دیده می‌شوند؛ D) تصویر میکروسکوپی از سنگ‌های نفوذی داسیتی- ریوداسیتی منطقه با درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز نیمه‌گرد، هورنبلند و بیوتیت با آغشتگی اکسید آهن که در زمینه‌ای ریزبلور با پلاژیوکلاز و کوارتز دیده می‌شوند؛ E) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از گدازه بازالتی منطقه با ریزبلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز و مقدار کمی هورنبلند و بیوتیت درون زمینه‌ای ریزبلور با پلاژیوکلاز و کوارتز.

Figure 3. A) A view of the geology of the Lak area, looking NW. High elevations are basaltic andesite units. The more acidic units are outcropped as low hills in the central part (Ea: basaltic andesite lava, Eb: basaltic lava, Eda: dacite intrusive mass); B, C) XPL microscopic image of the basaltic andesite unit where abundant plagioclase and hornblende macrocrystals are observed in a glassy background along with alkali feldspar and plagioclase microcrystals; D) Microscopic image of dacite-rhyodacite intrusions in the area with plagioclase, semi-rounded quartz, hornblende and biotite with iron oxide observed in a microcrystal field with plagioclase and quartz; E) XPL microscopic image of basaltic lava in the area with plagioclase, quartz microcrystals, and a small amount of hornblende and biotite within the plagioclase and quartz microcrystal background.

 

 

 

1-ب- بازالت (Eb): این واحد گدازه‌ای که روی واحد گدازه‌ای Ea جای گرفته است، از ‌بلورهای کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و گاه الیوین ساخته شده است. بافت اصلی این سنگ‌ها را درشت‌بلورهایی با بافت پورفیریتیک با زمینة شیشه‌ای تشکیل می‌دهد؛ اما در بخش‌هایی نیز بافت آفانیتیک دیده شده است. درشت‌بلورها 30 تا 45 درصد از سطح مقطع را پوشش داده‌اند. زمینه از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و ریزبلورهای پیروکسن و گاه الیوین ساخته شده است. پلاژیوکلازها در اندازه‌های کوچک‌تر از 5 میلی‌متر، نزدیک به 30 درصدحجمی فنوکریست‌ها را در بر گرفته‌اند و کمابیش به سریسیت دگرسان شده‌اند. کلینوپیروکسن‌ها در اندازه‌های کوچک‌تر از 5 میلی‌متر نزدیک به 10 درصدحجمی از فنوکریست‌ها را در بر دارند. درشت‌بلورهای الیوین که بیشتر به سرپانتین و ایدینگزیت دگرسان شده‌اند، گاه کمتر از 5 درصدحجمی از فنوکریست‌ها را تشکیل داده‌اند (شکل 3- C).

1-پ- ویتریک توف (Et): سنگ‌های توفی که روی واحد گدازه‌ای Et جای گرفته‌اند از نوع شیشه‌ای هستند و ترکیب اسیدی (سیلیسی) دارند. این واحد مربوط به نهایی‌ترین فعالیت آتشفشانی ائوسن پسین است و با ایگنمبریت‌ها (واحد Oig) هم‌ارز است. بافت آنها ویتروکلاستیک و ترکیب آنها اسیدی است. درشت‌بلورها شامل پلاژیوکلازهای سدیک، آلکالی‌فلدسپار و کمی کوارتز است و زمینه آنها شیشه‌ای دویتره (شیشه‌زدایی) است.

1-ت- ایگنمبریت (Oig): جوان‌ترین واحد آتشفشانی در منطقة لک ایگنمبریت‌ها هستند. این واحد شامل توف‌های داسیتی یا ریوداسیتی است که بافت کلاستیک دارند و بیشتر از خاکسترهای شیشه‌ای به‌هم چسبیده تشکیل شده‌اند. در مقاطع میکروسکوپی، فنوکریست‌ها از فلدسپار و بلورهای تجزیه‌شده ساخته شده‌اند که در زمینه شیشه‌ای پراکنده‌اند. اساس زمینه را کوارتزهای ریزبلور با رشد توأم تشکیل داده است.

2- سنگ‌های نفوذی

2-الف- داسیت تا ریوداسیت (Eda): داسیت‌ها بیشتر به‌صورت گنبدی‌شکل درون واحد آندزیت‌بازالتی (Ea) نفوذ کرده‌اند. این سنگ‌ها به‌طور چشمگیری دچار دگرسانی‌های آرژیلی و کائولینیتی شده‌اند و از این‌رو، بافت اولیة سنگ را چندان نمی‌توان شناسایی کرد (شکل 3- D). در این سنگ‌ها، بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار پلاژیوکلاز بیشتر از 40 درصد فنوکریست‌های سنگ را پوشش داده‌اند. کوارتز نیز به‌صورت ریزبلور در زمینة فلسیتی حضور دارد و تا 10 درصد از فنوکریست‌ها را تشکیل داده است. ریوداسیت‌ها با داسیت‌ها آمیخته‌اند و همبری واضح و متمایزی نشان نمی‌دهند.

2-ب- دایک‌های با ترکیب میکرودیوریت (Emd) تا گابرودیوریت (Egd): دایک‌ها در منطقة لک از گسل‌های با راستای عموماً شمال‌خاوری- جنوب‌باختری پیروی می‌کنند. دایک‌های یادشده درون سنگ‌های آندزیتی و آندزیت‌بازالتی و همچنین، درون توده‌های نفوذی داسیتی و ریوداسیتی تزریق شده‌اند. ضخامت این دایک‌ها معمولاً 1 تا 3 متر است و ترکیب آنها در محدودة میکرودیوریت و گابرودیوریت است. پلاژیوکلاز، پیروکسن، هورنبلند و بیوتیت از کانی‌های اصلی سازندة دایک‌ها هستند. دایک‌های یادشده بافت‌های پورفیریتیک، میکروگرانولار، اینترگرانولار، افیتیک و ساب‌افیتیک دارند. در دایک‌های گابرودیوریتی، پلاژیوکلازهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و با فراوانی 40 تا 60 درصدحجمی معمولاً ماکل پلی‌سینتتیک یا منطقه‌بندی ساختاری/ترکیبی دارند و گاه به سریسیت دگرسان شده‌اند. کلینوپیروکسن‌ها با فراوانی 15 تا 20 درصدحجمی و به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار در دایک‌های گابرودیوریتی و کمتر از 10 درصدحجمی در دایک‌های میکرودیوریتی حضور دارند. آمفیبول‌ها (هورنبلند) به‌صورت کانی‌های نیمه‌شکل‌دار که کمابیش به کلریت دگرسان شده‌اند، با فراوانی 5 تا 15 درصدحجمی در دایک‌های گابرودیوریتی و 20 تا 35 درصدحجمی در دایک‌های میکرودیوریتی حضور دارند.

زمین‌شیمی و جایگاه تکتونوماگمایی سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی

برای بررسی زمین‌شیمی واحدهای آتشفشانی و سنگ‌های نفوذی منطقة لک، 14 نمونه برای تجزیة اکسیدهای اصلی به روش XRF و 17 نمونه برای تجزیه به روش ICP-MS برداشت شدند و تجزیه شدند. نمونه‌های مناسب برای XRF شامل 8 نمونه از واحدهای آتشفشانی و 6 نمونه از توده‌های نفوذی هستند. این نمونه‌ها شامل سنگ‌های آندزیت، آندزی‌بازالت، بازالت، ویتریک‌توف و سنگ‌های نفوذی نیز داسیت، ریوداسیت و دایک هستند. با توجه به دگرسانی نسبتاً گسترده سنگ‌های آتشفشانی منطقه و حضور چشمگیر کانی‌های اپیدوت، کلریت، کلسیت و هماتیت، بررسی‌های زمین‌شیمیایی روی نمونه‌های کمتر دگرسان‌شده متمرکز شد. همچنین، در تفسیر داده‌های زمین‌شیمیایی بیشتر روی ویژگی‌های عنصرهایی تأکید شود که در محیط‌های دگرسانی گرمابی، کمابیش کم‌تحرک و غیرفعال بجای می‌مانند. داده‌های تجزیة شیمیایی 8 نمونه از سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی گوناگون منطقة لک در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند.

 

جدول 1. داده‌های تجزیة شیمیایی اکسیدهای اصلی (بر پایة wt%) و عنصرهای فرعی (برپایة ppm) در سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی منطقة لک به روش XRF.

Table 1. The chemical analytical data of major oxides (in wt%) and minor elements (in ppm) for the volcanic and intrusive rocks from the Lak area using XRF.

Rock type

Andesite

Basaltic Andesite

Basalt

Dacite

Microdiorite Dyke

Gabbro-Diorite Dyke

Sample No.

A4

B11

A345

E1

3D2

346

E4

E9

D4

344

C345

B345

E2

E7

SiO2

56.33

58.09

53.91

51.95

52.00

41.91

51.35

67.81

69.34

70.69

52.42

51.14

53.25

46.64

Al2O3

15.16

16.94

16.01

15.77

15.63

15.21

15.39

24.02

0.64

1.44

16.17

16.14

15.97

18.34

Fe2O3

9.21

8.34

10.81

9.50

9.00

11.26

9.10

0.13

0.96

0.49

10.97

11.36

10.79

10.17

MnO

0.16

0.30

0.23

0.19

0.16

0.22

0.28

0.00

0.01

0.00

0.21

0.17

0.19

0.21

MgO

3.98

3.92

4.29

4.09

5.28

4.69

4.17

0.05

0.10

0.07

4.49

4.89

4.38

2.09

CaO

6.28

5.91

7.62

10.30

7.96

14.88

8.87

0.11

0.34

0.08

8.44

8.36

7.66

12.15

Na2O

2.80

3.38

2.70

2.17

2.23

1.08

2.73

5.18

5.20

5.26

2.59

2.54

2.71

2.12

K2O

2.16

1.81

1.65

0.88

1.69

0.079

0.94

1.04

1.08

1.24

1.08

0.69

1.57

0.58

TiO2

1.14

0.86

1.27

0.94

0.71

0.85

0.65

0.36

0.28

0.32

1.26

1.30

1.323

1.35

P2O5

0.29

0.18

0.33

0.18

0.23

0.09

0.18

0.11

0.01

0.02

0.28

0.30

0.36

0.19

SO3

0.24

0.04

0.09

0.04

0.13

0.05

0.05

0.27

0.35

0.09

0.06

0.06

0.08

0.03

L.O.I.

2.12

0.00

0.95

3.81

4.79

9.60

5.99

6.87

0.75

0.37

1.86

2.86

1.57

5.98

Cl

6

12

14

12

17

9

16

7

6

8

10

12

16

11

Cr

0

45

0

0

15

13

0

0

0

0

0

0

0

0

Co

0

0

0

0

9

0

0

0

0

0

0

0

0

0

Ni

0

57

6

0

11

9

13

5

4

0

0

6

0

0

Cu

7

0

20

16

14

13

21

3

4

0

15

18

22

21

Zn

12

12

10

14

8

7

41

0

2

0

14

11

10

16

Ga

0

2

0

0

0

0

0

3

0

0

0

0

0

0

Rb

5

3

5

0

3

0

2

0

0

0

3

0

3

0

Sr

30

37

37

36

39

26

40

77

2

4

39

40

36

49

Zr

14

15

20

12

11

0

188

32

15

18

18

21

20

17

Cd

0

0

0

35

0

0

0

0

10

0

0

0

0

0

I

0

0

0

12

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

Ba

50

53

45

56

68

0

44

15

0

0

38

43

50

42

Nd

0

0

0

0

0

0

0

1

0

0

0

0

0

0

Pb

0

5

0

0

0

0

0

3

0

4

0

0

0

0

 

جدول 2. داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای فرعی (برپایة ppm) در سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی منطقة لک به روش ICP-MS.

Table 2. The chemical analytical data of minor elements (in ppm) in the volcanic and intrusive rocks from the Lak area using ICP-MS.

Rock type

Andesite

Basaltic Andesite

Basalt

Sample No.

A4

B11

A345

2B17

346

E4

E1

3D2

337

B17

Li

3.3

1.5

2.2

8.7

12.1

2.9

15.0

6.2

1.7

22.4

Be

0.59

0.67

1.04

0.50

0.05

0.39

0.67

0.37

0.62

1.47

Na

10623

16232

11729

16518

5317

13139

10723

11115

778

540

Mg

11084

13404

16186

12468

12863

11952

14176

14215

1129

575

Al

40566

55565

49192

49781

48036

48705

52430

49981

37842

28870

P

1067

1020

1518

1116

384

707

829

967

622

429

S

33

65

833

776

30

40

20

2341

344

525

K

10427

11528

8443

28465

324

5862

5139

9108

21045

6772

Ca

22138

26908

31568

10012

54283

33432

44445

30703

3305

2838

Ti

4216

4119

5517

3519

3176

3201

4120

3283

2658

1570

V

150

132

177

104

206

180

160

170

74

60

Cr

4

3

12

6

38

12

27

9

14

9

Mn

688

972

1001

3939

753

970

651

642

4027

2888

Fe

37607

41003

48588

35941

42156

42988

40891

42139

37209

35174

Co

13.2

14.3

19.5

13.4

18.0

18.3

18.8

17.8

60.2

13.3

Ni

21.27

4.09

15.78

5.84

17.41

9.94

24.75

12.15

8.09

8.38

Cu

29

14

108

66

61

127

87

82

12594

288

Zn

78

98

95

1049

60

135

75

74

3573

1575

Ga

18.00

22.09

22.69

27.25

14.12

20.77

19.73

20.77

21.30

18.69

Ge

0.24

0.03

0.18

0.12

0.08

3.99

0.11

0.16

0.38

0.19

As

6

4

15

8

4

1

9

10

14

67

Se

37.18

25.27

32.18

32.21

25.42

18.62

16.33

23.51

29.13

22.67

Rb

59.25

50.98

52.40

147.1

1.45

20.63

25.86

37.38

117.5

42.42

Sr

193

275

250

204

168

254

237

247

57

31

Y

23

25

34

19

10

27

23

15

16

8

Zr

111

111

188

125

45

52

100

25

92

30

Nb

11.29

11.95

19.04

14.56

1.70

6.10

12.53

7.65

10.53

4.89

Mo

0.24

0.02

0.29

0.44

0.39

0.20

0.70

0.34

18.39

1.54

Ag

0.65

0.67

1.02

3.05

0.05

0.79

0.84

0.13

3.49

74.3

Cd

1.70

1.01

1.95

3.55

1.49

2.06

1.67

2.22

28.2

6.45

In

0.08

0.10

0.08

0.06

0.09

0.08

0.12

0.11

0.11

0.06

Sn

1.75

1.98

2.17

3.44

0.29

1.75

1.80

1.28

1.45

1.51

Sb

0.57

0.22

0.62

6.13

0.01

0.31

0.81

0.34

4.49

45.92

Te

0.53

0.58

0.57

0.54

0.54

0.54

0.02

0.57

0.56

0.02

Cs

0.97

1.15

1.45

1.32

2.79

1.79

1.45

2.19

1.48

1.31

Ba

216

326

260

807

32

226

198

301

786

363

La

15.60

16.54

20.90

15.77

3.51

12.40

15.75

13.72

14.60

8.45

Ce

32.39

33.27

45.48

33.18

8.38

24.85

32.78

27.43

31.35

17.89

Pr

4.8

4.77

6.75

4.58

1.4

3.71

4.93

3.8

4.02

2.5

Nd

19.86

20.02

27.58

18.54

5.65

15.50

18.83

15.18

16.22

8.61

Sm

4.48

4.81

6.68

3.67

1.68

3.62

4.65

3.68

3.07

1.88

 

جدول 2. ادامه

Table 2. Continued.

Rock type

Dacite

Microdiorite Dyke

Gabbro-Diorite Dyke

Sample No.

E9

D4

344

C345

B345

E2

E7

Li

43.4

1.1

0.8

3.0

7.6

0.9

11.0

Be

0.22

0.08

0.18

0.97

0.64

1.06

0.85

Na

649

819

603

12062

13238

12496

10288

Mg

403

401

366

15929

15601

16045

7462

Al

61688

4554

6188

51784

55343

50792

56423

P

465

35

69

1535

1413

1645

1061

S

1402

2371

631

437

351

517

44

K

524

365

258

6658

3761

8599

3389

Ca

830

1738

574

34222

36729

32383

43688

Ti

2540

942

1457

5550

5743

5832

4976

V

26

11

14

177

176

177

177

Cr

1

28

22

10

11

10

11

Mn

16

48

33

914

731

849

799

Fe

998

6020

3481

49365

50478

49384

41883

Co

2.8

2.6

2.8

18.9

20.6

19.3

16.3

Ni

5.66

7.82

13.96

19.04

16.02

14.02

13.10

Cu

19

15

17

99

102

108

98

Zn

23

26

33

91

85

94

132

Ga

26.56

0.64

0.91

15.77

22.00

23.20

21.06

Ge

1.24

1.14

1.14

0.10

0.09

0.21

0.28

As

6

2

4

1

1

1

2

Se

24.78

21.21

34.48

61.33

20.76

29.86

27.20

Rb

0.65

1.07

4.28

28.23

14.93

48.52

9.68

Sr

676

14

36

268

285

257

304

Y

6

12

3

34

37

37

27

Zr

157

51

50

186

182

208

204

Nb

24.35

8.75

11.16

18.66

17.71

19.04

11.74

Mo

2.01

3.21

5.99

0.27

0.04

0.48

0.32

Ag

0.90

0.64

0.90

0.88

1.11

1.16

0.72

Cd

1.74

1.59

1.65

2.20

1.63

1.67

1.68

In

0.05

0.04

0.04

0.10

0.08

0.11

0.09

Sn

7.63

5.15

1.17

4.25

2.81

2.51

2.02

Sb

2.64

1.3

0.77

0.93

0.30

0.73

1.82

Te

0.54

0.54

0.02

0.73

0.57

0.53

0.02

Cs

0.60

0.59

0.76

1.20

1.10

1.09

1.70

Ba

109

29

43

227

193

279

194

La

25.12

3.34

6.93

17.44

21.46

22.60

15.27

Ce

45.31

6.30

13.37

37.62

45.78

48.47

33.29

Pr

5.74

0.72

1.71

5.63

7.16

7.35

4.94

Nd

19.38

2.41

5.55

23.32

29.92

30.65

20.31

Sm

2.42

0.39

0.76

5.59

6.78

7.55

5.00

 

 

 

 

میزان SiO2 این سنگ‌ها از 42 تا 71 درصدوزنی متغیر است و برپایة نمودار تغییرات K2O ‌در برابر SiO2 (شکل 4) در محدودة آندزیت، آندزیت‌بازالتی، بازالت، داسیت و ریوداسیت جای می‌گیرند. دامنة تغییرات K2O این سنگ‌ها و نیز سنگ‌های نفوذی کمابیش گسترده است؛ به‌گونه‌ای‌که نمونه‌های واحدهای آتشفشانی و نفوذی در گروه‌ سنگ‌های کم‌پتاسیم و با پتاسیم متوسط واقع می‌شوند (شکل 4).

در شکل 5 تغییرات برخی عنصرهای اصلی ‌در برابر SiO2 برای سنگ‌های منطقة لک نمایش داده شده است. مقدار FeO، TiO2 و MgO با افزایش SiO2 روند ‌کاهشی نشان می‌دهد. این ویژگی چه‌بسا نشانة تبلوربخشی پیروکسن است که در برخی سنگ‌های منطقه هنگام تبلور ماگما به‌خوبی دیده می‌شود (Gourgaud and Vincent, 2003).

 

شکل 4. نمودار SiO2 ‌در برابر K2O (LeMaitre, 2002) برای سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی منطقة لک.

Figure 4. SiO2 versus K2O plot (LeMaitre, 2002) for the volcanic and intrusive rocks from the Lak area.

 

برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی منطقه، دو ویژگی شیمیایی قابل توجه است:

1- میزان Al2O3 نمونه‌ها بالا و نزدیک به ١٦ درصدوزنی است؛

2- عدد منیزیم Mg# (MgO/(MgO+FeO)) این سنگ‌ها کم و نزدیک به 3/0 است.

مقدار بالای Al2O3 در بازالت‌ها نشان‌دهنده تبلور کانی‌های مافیک از مذاب اولیة سازندة آنها در فشارهای کمابیش بالاست (Yoder and Tilley, 1962; Gust and Perfit, 1987). این ویژگی موجب تمرکز آلومینیم در مذاب بجامانده و تبلور پلاژیوکلاز در فشارهای کمتر می‌شود. مقدار CaO نمونه‌ها با افزایش SiO2 کمابیش کاهش می‌یابد. این امر می‌تواند به تحول ترکیب پلاژیوکلازها از کلسیک به سدیک هنگام تبلور بخشی ماگما بستگی داشته باشد (Morata and Aguirre, 2003). به‌طور کلی، ماگماهای اولیه‌ای که در تعادل با کانی‌شناسی شاخص گوشتة بالایی (الیوین+ ارتوپیروکسن+ گارنت+ اسپینل) هستند باید مقدار Mg یا عدد منیزیم بالا (7/0<)، Ni بالا (ppm 1400-1500<)، مقادیر بالای Cr (ppm1000<) و مقدار SiO2 از ٥٠ درصدوزنی کمتر باشند (Gaetani, 2004). البته اگر ماگمای بازیک به‌جای جدایش از گوشته‌ای عادی از گوشتة دگرنهاد[3] خاستگاه گرفته باشد، این معیارها دیگر کاربردی نخواهند داشت (Wilson, 1989). همچنین، به تناسب افزایش تحولات ماگمایی از میزان Mg آنها کاسته می‌شود. برای رده‌بندی ماگماهای اولیه، نمونه‌های تجزیه‌شده با داشتن مقدار میانگین MgO برابر با 10 درصدوزنی، کروم برابر با ppm 20 و نیکل برابر با ppm 7، در تعادل با گوشتة بالایی به‌شمار نمی‌روند. ازاین‌رو می‌توان گفت پس از پیدایش در گوشتة عادی، این مذاب‌ها دچار تحولات ماگمایی شده‌اند و یا اینکه ماگماهایی هستند که از گوشته دگرنهاد جداشده‌اند. این موضوع نشان‌ می‌دهد سنگ‌های اسیدی، بازیک و حدواسط به یک مجموعه تعلق ندارند.

بر پایة شکل 6 و جدول ١، مقدار Zr در سنگ‌های بازالتی، دامنه‌ای از 52 تا 80 ppm را دربر گرفته است که از این‌رو، به سنگ‌های سری کالک‌آلکالن شباهت دارند. در نمودارهای پیشنهادیِ مولر و گرووز (Muller and Groves, 1997)، سنگ‌های آتشفشانی منطقة لک در محدودة مذاب‌های کمان‌‌های ماگمایی ناشی از فرورانش جای می‌گیرند (شکل 7).

 

 

شکل 5. روند تغییرات اکسیدهای اصلی در برابر SiO2 (برپایة درصدوزنی).

Figure 5. The variation trend of the major elements' oxides against SiO2 (in wt.%).

 

 

 

 

 

شکل 6. ترکیب سنگ‌های بازالتی منطقة لک در نمودار Zr در برابر Ti (Pearce and Cann, 1973) (A: محدودة توله‌ایت‌ جزیره‌های کمانـی؛ B: محدودة MORB توله‌ایت‌ جزیره‌های کمانی و بازالت‌های کالک‌آلکالن؛ C: محـدودة بازالت‌های درون‌صفحه‌ای؛ D: محدودة توله‌ایت‌ جزیره‌های کمانی و بازالت‌های کالک‌آلکالن. نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است).

Figure 6. Composition of basaltic rocks of the Lak area on Zr versus Ti diagram (Pearce and Cann, 1973) (A: Island arc tholeiites; B: MORB island arc tholeiites and calc-alkaline basalts; C: Intraplate basalts; D: Island arc tholeiites and calc-alkaline basalts. The symbols are the same as Fig. 5).

با توجه به ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و همچنین، با در نظر گرفتن موقعیت زمانی و مکانی سنگ‌های آتشفشانی منطقة لک، گمان می‌رود پیدایش این سنگ‌ها با ماگماتیسم ناشی از فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی در ارتباط است و در محیط کمان ماگمایی[4] پدید آمده‌اند. برای شناخت ماگماهای کمان ماگمایی حاشیة فعال قاره‌ای از ماگماهای کمان ماگمایی جزیره‌های کمانی از نمودار پیشنهادیِ پیرس (Pearce, 1983) بهره گرفته شد. همان‌گونه که در شکل 8 دیده می‌شود، کمان ماگمایی سازندة سنگ‌های منطقة لک پیامد فرورانش پوستة اقیانوسی به زیر پوستة قاره‌ای بوده است. نسبت عنصرهای کمیاب Zr/Y نیز برای شناخت رژیم زمین‌ساختی به‌کار برده می‌شود (Pearce and Norry, 1979)؛ بدین‌گونه‌که اگر در گدازه‌ها نسبت 3<Zr/Y باشد، سنگ‌ها در کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای پدید آمده‌اند و اگر این نسبت از 3 کوچک‌تر (3>) باشد، به کمان‌های آتشفشانی اقیانوسی وابسته‌اند. بررسی این ویژگی دربارة سنگ‌های بازالتی منطقة لک نشان می‌دهد سنگ‌های آتشفشانی منطقه ( ppm111Zr=؛ ppm 23Y=) نسبت 3<Zr/Y دارند و در گروه کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای جای می‌گیرند. ازاین‌رو، محیط تکتونوماگمایی پیدایش سنگ‌های آذرین منطقة لک را می‌توان محیط‌ حاشیة فعال قاره‌ای[5] به‌شمار آورد.

 

شکل 7. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی منطقة لک در نمودارهای تعیین محیط زمین‌ساختی پیشنهادیِ مولر و گرووز (Muller and Groves, 1997) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است).

Figure 7. Composition of volcanic rocks from the Lak area in the tectonic setting discrimination diagrams of Muller and Groves (1997) (The symbols are the same as Fig. 5).

 

 

 

 

شکل 8. تعیین محیط زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی (بازالتی) منطقة لک برپایة نمودار Zr در برابر Zr/Y (Pearce, 1983) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است).

Figure 8. The tectonic setting discrimination of the volcanic rocks (basalt) in the Lak area based on Zr versus Zr/Y diagram (Pearce, 1983) (Symbols are the same as Fig. 5).

 

ترکیب شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی لک نسبت به بازالت‌های پشته‌های میان اقیانوسی غنی‌شده یا E-MORB بهنجار شده است (شکل 9). همان‌گونه‌که در شکل 9 دیده می‌شود، فراوانی عنصرهای کمیاب Yb، Y، Dy، Th، Eu، Sm، Zr و Lu در نمونه‌ها تقریباً همانند فراوانی این عنصرها در ترکیب E-MORB است. همچنین، عنصرهای کمیاب با پتانسیل یونی کم (LILE) پراکندگی بیشتری نسبت به عنصرهای با پتانسیل یونی بالا (HFSE) نشان می‌دهند. این پراکندگی پیامد تحرک کمابیش بالای عنصرهای LILE در هنگام دگرسانی است (Morata and Aguirre, 2003). روند تغییرات عنصرهای کمیاب در سنگ‌های مختلف کمابیش موازی است که این ویژگی گویای هم‌خاستگاه‌بودن آنهاست. آنومالی منفی عنصرهای Ti (مگر بازالت‌ها)، Nb و Rb در روند تغییرات عنصرهای کمیاب نمونه‌ها الگوی زیگزاگی پدید آورده است. این پدیده می‌تواند نشان‌دهندة پیدایش سنگ‌ها در پهنة فرورانش باشد؛ زیرا در پهنه‌های فرورانش، سیال‌های آزادشده از سنگ‌کرة فرورو که از Nb فقیر و از LILE غنی‌ هستند در گوة گوشته‌ای افزایش می‌یابند (Borg et al., 1997). در شکل 9 آنومالی مثبت Pb گویای دگرنهادشدن گوة گوشته‌ای توسط سیال‌های برخاسته از پوستة اقیانوسی فرورو و یا آلایش ماگما با پوستة قاره‌ای است (Kamber et al., 2002).

 

 

شکل 9. نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب E-MORB (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی منطقة لک (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است).

Figure 9. Spider diagram normalized to the E-MORB composition (Sun and McDonough, 1989) for the volcanic and intrusive rocks of the Lak area (The symbols are similar to those in Fig. 5).

 

 

 

شکل 9. ادامه.

Figure 9. Continued.

 

 

شکل 9. ادامه.

Figure 9. Continued.

 

 

فراوانی عنصرهای خاکی نادر نمونه‌ها، نسبت به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) بهنجار شده است (شکل 10). در این شکل، الگوهای یکنواخت غنی‌شدگی از عنصرهای خاکی نادر سبک (از La تا Sm) در مقایسه با عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) به‌چشم می‌خورند. بر این اساس، فراوانی عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) تقریباً نزدیک به ٩ تا ٦٠ برابرِ فراوانی این عنصرها در ترکیب کندریت است؛ اما فراوانی عنصرهای HREE ٤ تا ٨ برابر ترکیب کندریت است.

 

 

شکل 10. الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) برای سنگ‌های آتشفشانی (آندزیت‌بازالتی، بازالت و آندزیت) و نفوذی (داسیت و میکرودیوریت) بازیک منطقة لک.

Figure 10. Chondrite-normalized (Nakamura, 1974) rare earth element patterns for volcanic (basaltic andesite, basalt, and andesite) and intrusive (dacite and microdiorite) basic rocks from the Lak area.

 

 

غنی‌شدگی از عنصرهای LREE نسبت به عنصرهای HREE و مقدار کم Zr، TiO2، Nb وابستگی این سنگ‌ها به سری‌های کالک‌آلکالن را نشان می‌دهد (Machado et al., 2005). عنصر Eu در بازالت‌های منطقه، آنومالی منفی و در آندزیت‌ها و آندزیت‌های بازالتی، آنومالی مثبت نشان می‌دهد که این بی‌هنجاری چه‌بسا به تجمع پلاژیوکلاز در آندزیت‌ها هنگام تحولات ماگمایی مربوط است (McKenzie and O'Nions, 1991).

خاستگاه احتمالی ماگما

ماگماهای سازندة سنگ‌های آتشفشانی در پهنه‌های فرورانش معمولاً از گوة گوشته‌ای، سیال‌ها و مذاب‌های آبدار جداشده از پوستة اقیانوسی فرورو خاستگاه می‌گیرند (Pearce and Peate, 1995). ماگماهایی که از گوة گوشته‌ای خاستگاه گرفته‌اند معمولاً K2O بالا و MgO کمی دارند (Middlemost, 1986). همان‌گونه‌که گفته شد، نمونه‌های منطقة لک مقدار K2O بالایی دارند و روند ‌کاهشی در مقادیر MgO سنگ‌های آتشفشانی منطقة لک نشان می‌دهد ماگما از گوة گوشته‌ای خاستگاه گرفته است. نسبت بالای Ba/Th نیز گویای تأثیر رسوب‌ها هنگام زایش ماگماست (Morata and Aguirre, 2003). در سنگ‌های آتشفشانی منطقة لک، میزان K2O در بازة گسترده‌ای نوسان دارد؛ اما نسبت Ba/Th در نمونه‌ها بالاست. هنگامی‌که پوشش رسوبیِ روی پوستة اقیانوسی به درون گوشته فرورانده می‌شود، عنصرهای Ba و Sr توسط سیال‌های جداشده از رسوبات آبدار و پوستة اقیانوسی به گوة گوشته‌ای منتقل می‌شوند و ماگمایی با Ba و Sr بالا تولید می‌شود (Morata and Aguirre, 2003). بررسی زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب و نیز موقعیت زمانی و مکانی سنگ‌های آندزیتی، آندزیت‌بازالتی و بازالتی منطقة لک گویای آنست که سنگ‌های یادشده با ماگماتیسم ناشی از فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی همخوانی دارند.

برداشت

سنگ‌های آتشفشانی برونزدیافته در منطقة لک در جنوب‌باختری بویین‌زهرا شامل تناوبی از گدازه‌های با ترکیب بازالت، آندزیت‌بازالت و آندزیتی همراه با سنگ‌های آذرآواری و توفی متعلق به ائوسن پایینی هستند. سنگ‌های نفوذی نیمه‌ژرف منطقة لک با ترکیب داسیت و ریوداسیت و نیز دایک‌های میکرودیوریتی با سن ائوسن بالایی (الیگوسن)، به درون سنگ‌های آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن تزریق شده‌اند و منجر به دگرسانی اپیدوتی و کلریتی در آنها شده‌اند. برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب، سنگ‌های آتشفشانی و توده‌های نفوذی لک از سری کالک‌آلکالن به‌شمار می‌روند. نسبت Zr/Y نشان می‌دهد سنگ‌های یادشده ویژگی‌های مربوط به کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای را دارند. کم‌بودن مقدار عدد Mg در نمونه‌ها گویای نقش فرایندهای تحول ماگمایی در پیدایش گدازه‌های این ناحیه است. در نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب پشته‌های میان اقیانوسی غنی‌شده (E-MORB)، عنصرهای Ti (مگر بازالت‌ها)، Nb و Rb آنومالی منفی نشان می‌دهند؛ اما Pb و K آنومالی مثبت دارند. این شواهد از ویژگی‌های سنگ‌های ماگماییِ پهنه‌های فرورانش هستند. بررسی زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب و نیز موقعیت زمانی و مکانی سنگ‌های آندزیتی، آندزیت‌بازالتی و بازالتی منطقة لک گویای آنست که سنگ‌های یادشده با ماگماتیسم ناشی از فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی همخوانی دارند. گمان می‌رود گدازه‌های منطقة لک از ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای خاستگاه گرفته باشند که در پی تماس با سیال‌های جداشده از پوستة اقیانوسی فرورو از عنصرهای کمیاب غنی شده است.

سپاس‏‌گزاری

از حوزة معاونت پژوهشی دانشگاه تربیت ‌مدرس و همچنین، آقای مهندس پورصالح مدیرعامل شرکت صنعتی و معدنی پی‌جویان یزد برای در اختیارگذاشتن امکاناتِ انجام این پژوهش سپاس‌گزاری می‌شود.

 

[1] Induced Potential

[2] Urumieh-Dokhtar Magmatic Arc

[3] Metasomatized

[4] magmatic arc

[5] active continental margin

References

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: A subduction-dominated process. Geological Magazine, 148(5-6), 692–725.
Aghanabati, A. (2006) Geology of Iran. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Amidi, S. M. (1984) Geological map of Saveh (1:250,000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
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, 79–94.
Berberian, F. (1981) Petrogenesis of Iranian Plutons: A Study of the Natanz and Bazman Intrusive Complexes. Ph.D. thesis, Cambridge University, Cambridge, England.
Berberian, M. and King, G. C. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Thr Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210–265.
Borg, L. E., Clynne, M. A. and Bullen, T. D. (1997) The variable role of slab-derived fluids in the generation of a suite of primitive calc-alkaline lavas from the Southernmost Cascades, California. The Canadian Mineralogist, 35, 425–452.
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, 70–87.
Darvishzadeh, A. (2003) Geology of Iran. 5th edition, Amirkabir Publication, Tehran, Iran (in Persian).
Delavari, M., Rezaei, P. and Dolati, A. (2017) Eocene magmatism of Urumieh- Dokhtar belt (north of Saveh): Variation of volcanic suites in an extensional tectonic setting. Earth Science Researches, 8(30), 1–18.
Eghlimi, B. and Mosavvari, F. (2006) Geological map of Danesfahan (Khiarj), scale 1:100,000, sheet 5961. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Emami, M. H., Khalatbari-Jafari, M. and Vossoughi-Abedini, M. (1992) The Tertiary plutonism of Ardestan region, Central Iran. Quarterly Journal of Geosciences, 4, 2–14 (in Persian).
Firouzbakht, M., Ghaderi, M. and Tajeddin, H. (2018) Geology and mineralization in the Lak base metal (-Au) deposit, south Buin Zahra. 10th National Symposium of Iranian Society of Economic Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran, 2, 256–264 (in Persian).
Gaedamini Harouni, M., Bagheri, H., Asadi Harooni, H. Mokhtari, A. R. and Ayati, F. (2015) Determination of Alishar Cu index (Markazi province) formation conditions using mineralography and fluid inclusions data. Petrological Journal, 6(21), 1–18.
Ghorbani, M. (2003) Principles of Volcanology with a View on the Volcanoes of Iran. Arian Zamin Publication, Tehran, Iran (in Persian).
Gaetani, G. A. (2004) The influence of melt structure on trace element partitioning near the peridotite solidus. Contributions to Mineralogy and Petrology, 147, 511–527.
Gohari, H., Karimpour, M. H., Asadi Haroni, H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F. and Thomsen, T. B. (2022). Petrogenesis and tectonic setting of Aftabru-Qlichkandi High-K metaluminous intrusive bodies (South of Buin-Zahra): Evidences from Nd-Sr isotopic Data. Petrological Journal, 13(2), 151-176.
Gourgaud, A. and Vincent, P. M. (2003) Petrology of two continental alkaline intraplate series at Emi Koussi volcano, Tibesti, Chad. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 129, 261–290.
Gust, D. A. and Perfit, M. R. (1987) Phase relations of a high-Mg basalt from the Aleutian Island arc: Implications for primary island arc basalts and high-Al basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology, 97, 7–18.
Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144, 38–56.
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, 137–148.
LeMaitre, R. W. (2002) Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Cambridge University Press, Cambridge.
Machado, A., Lima, E. F., Chemale, J. F., Morta, D., Oteiza, O., Almeida, D. P. M., Figueiredo, A. M. G., Alexandre, F. M. and Urrutia, J. L. (2005) Geochemistry constraints of Mesozoic-Cenozoic calc-alkaline magmatism in the South Shetland arc, Antarctica. Journal of South American Earth Sciences, 18, 407–425.
McKenzie, D. and O'Nions, R. K. (1991) Partial melt distributions from inversion of rare earth element concentrations. Journal of Petrology, 32, 1021–1091.
Middlemost, E. A. K. (1986) Magmas and Magmatic Rocks: An Introduction to Igneous Petrology. John Wiley & Sons Inc., New York.
Morata, D. and Aguirre, L. (2003) Extensional lower Cretaceous volcanism in the Coastal Range, Chile: Geochemistry and petrogenesis. Journal of South American Earth Sciences, 16, 459–476.
Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold-copper mineralization. Lecture Notes in Earth Sciences, No. 56.
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in Carbonaceous and Ordinary Chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38, 757–775.
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., 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. (1983) Role of sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds., Hawkesworth, C. J. and Nurry, M. L.) 230-249. Shiva, Nantwich.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters, 19, 290–300.
Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implication of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 69, 33–47.
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.
Richards, J. P., Spell, T., Rameh, E., Razique, A. and Fletcher, T. (2012) High Sr/Y magmas reflect arc maturity, high magmatic water content, and porphyry Cu ± Mo ± Au potential: Examples from the Tethyan arcs of central and eastern Iran and western Pakistan. Economic Geology, 107(2), 295–332.
Shearman, D. J., Walker, G. P. L., Booth, B. and Falcon, N. L. (1976) The geological evolution of southern Iran; the report of the Iranian Makran expedition. Geographical Journal, 142(3), 393–410.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society Special Publication, 42, 313–345.
Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics, 30, TC3008.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London.
Yoder, H. S. and Tilley, C. E. (1962) Origin of basalt magmas: An experimental study of natural and synthetic rock systems. Journal of Petrology, 3, 342–532.
Petrological Journal
Volume 13, Issue 4 - Serial Number 52
Petrological Journal , vol. 13, Issue 2, No. 52, Winter 2023
December 2022
Pages 127-146

Files

History

  • Receive Date: 18 May 2022
  • Revise Date: 14 February 2023
  • Accept Date: 20 February 2023

Share

How to cite

Statistics