Document Type : Original Article
Authors
1 M.Sc., Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran
2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran
3 M.Sc., Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran
4 Ph.D Student, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Birjand University, Birjand, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
در مناطق مختلف زمینساختی، سنگهای آتشفشانی مانند بازالتها ویژگیهای شیمیایی منحصر بهفردی نشان میدهند که آنها را از یکدیگر متمایز میکند (Pearce and Norry, 1979). از میان آنها، بازالتهای پشتههای میان اقیانوسی (MORB) اطلاعات ارزشمندی دربارة ترکیب گوشتة بالایی هستند (Ding et al., 2014). افزونبر این، چهبسا در هنگام صعود و مهاجرت، ماگمای بازالتی دچار آمیختگی ماگمایی و تبلوربخشی شود که اطلاعات آن در ترکیب MORBها بهجا میماند (Rubin and Sinton, 2007). بنابراین، MORBها کلید درک تکامل ماگما در مراکز گسترش هستند (Zheng, 2009). همچنین، ویژگیهای عنصرهای اصلی و کمیاب آنها میتواند اطلاعات بسیاری دربارة سرشت و تاریخچه منابع آنها ارائه دهد، به شرط آنکه بتوان فرایندهای فیزیکی و شیمیایی درگیر در طول تکامل ماگمایی (مانند ذوببخشی، جدایش بلورین، آمیختگی ماگمایی، آلایش و....) را رمزگشایی کرد. افزونبر بازالتهای مراکز گسترش پشتههای میان اقیانوسی، در برخی مناطق پیش کمانی[1] (مانند کمآنهای IBM و آمریکای مرکزی)، بازالتهایی با ترکیب عنصرهای کمیاب همانند ترکیب MORB یافت میشوند (Shervais et al., 2019). همچنین، بازالتهای نوع MORB گاه در جزیرههای کمانی (مانند: کمان وانواتو) پدیدار میشوند و با بازالتهای کمانی مرتبط هستند (Sorbadere et al., 2013). این بازالتهای کمانی را همانند بازالتهای میاناقیانوسی نیز میتوان به انواع معمولی و غنیشده، بهترتیب همانند N-MORB و E-MORB دستهبندی کرد. بهطور ویژه، بازالتهای کمانی نوع E-MORB با نبود کاهش در HFSE و محتوای Nb کمابیش بالا شناخته میشوند. بر پایة پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984)، الگوی ناهنجاری مثبت از عنصرهای Ba، Sr و K همراه با بیهنجاری منفی Nb از ویژگیهای بازالتهای نوع N-MORB جزیرههای کمانی بهشمار میروند. پیدایش این بازالتهای نوع MORB در پهنههای فرورانش که نشاندهندة ذوب در پی برداشتهشدن فشار و بالاآمدن گوشته هستند، با شکستگی پوستة کمانی نازکشده مرتبط است؛ مانندِ گسلهای ژرف در پوسته، فرورانش خطالراس میانی اقیانوسی و فرورانش اولیه پوستة اقیانوسی باشد. با توجه به آنچه گفته شد و بررسیها روی استوک تونالیتی مجموعة آتشفشانی-درونی ماهیرود (Keshtgar et al., 2019) و سنگهای آتشفشانی جنوب گزیک (Delavari et al., 2017)، محیط تکتونوماگماتیسم منطقة ماهیرود پیچیده است و جای بحث دارد. لذا با توجه به این پیچیدگی و همچنین، بحثهایی که درباره خاستگاه این سنگها وجود دارد، این مطالعه روی سنگهای آتشفشانی مجموعة آتشفشانی-درونی ماهیرود انجام گرفته است.
پهنة زمیندرز سیستان در خاور ایران جای دارد. این پهنه با درازای 700 کیلومتر و روند شمالی-جنوبی در امتداد منطقة مرزی ایران و افغانستان جای گرفته است (Bröcker et al., 2013) و منطقة فرورانش بهخوبی حفظشدهای را نشان میدهد که شواهدی برای بستهشدن دماغهای از اقیانوس نئوتتیس در شمال در آغاز کرتاسه تا پالئوسن بهعلت همگرایی میان بلوک لوت در ایران مرکزی و خردقارة افغانستان ارائه میدهد (Tirrul et al., 1983). منشور برافزایشی دگرریختشدة زمیندرز سیستان در هنگام فرورانش حوضة کوچک اقیانوسی نئوتتیس (اقیانوس سیستان) پدیدار شده است (Tirrul et al., 1983). این پهنه از حوضههای بهجاماندهای است که در اثر برخورد و حرکت بلوک لوت بهسوی بلوک افغانستان میان دو خردقاره جای گرفته است (Bröcker et al., 2013; Bayetgoll et al., 2016). زمیندرز سیستان شامل یک آمیزة زمینساختی از سنگهای متاافیولیتی است که درون سنگهای با درجة پایین دگرگونی شامل سنگهای الترامافیک، مافیک و شیستهای پلیتی جای گرفته است. برخی بلوکهای آمیزه تحتتأثیر شرایط دما-فشار رخسارههای اکلوژیت، شیست آبی و یا اپیدوت آمفیبولیت قرار گرفتهاند (Bröcker et al., 2013). بر پایة بررسیهای تیرول و همکاران (Tirrul et al., 1983)، زمیندرز سیستان را میتوان به دو واحد اصلی دستهبندی کرد: پهنة اقیانوس سیستان یا حوضة پیشکمانی سفیدابه در خاور و مجموعه نه-راتوک (گوة برافزایشی «آمیزة رنگین») در باختر. در هر دو مجموعة نه-راتوک و سفیدآبه، سنگهای آذرین بهخوبی دیده میشوند؛ این سنگها نشاندهندة مرحلة کاملی از پیدایش کافت قارهای- فرورانش- برخورد و رخدادهای پس از برخورد در زمیندرز سیستان هستند (Camp and Griffis, 1982 ;Tirrul et al., 1983). بر پایة بررسیهای افتخارنژاد (Eftekharnejad, 1981)، پیدایش حوضة فیلیشی خاور ایران پیامد بازشدگی در کرتاسة پیشین میان بلوک لوت در باختر و هلمند در خاور بوده است که جایگاهی مناسب برای جایگیری مواد گوشتة اقیانوسی و نهشتههای فیلیشگونه را فراهم کرده است. بر پایة بررسیهای جدید، ستبرای پهنة برخوردی سیستان نزدیک به 120 کیلومتر است که بخش زیرین سنگکره در پاسخ به برخورد قارهایِ فروافتاده (delaminated) است (Namvaran et al., 2020). برخی از الگوها بر سیستم فرورانش بهسوی خاور زیر بلوک افغانستان تأکید دارند (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983; Saccani et al., 2010)؛ اما الگوهای دیگر فرورانش بهسوی باختر (Eftekharnejad, 1981) و فرورانش نامتقارن را پیشنهاد میکنند (Arjmandzadeh et al., 2011). نشانة فرورانش پوستة اقیانوسی در خاور ایران را میتوان در سنگهای آذرین درونی و آتشفشانی در مناطق نخیلاب و رود شور و همچنین، بخشی از مجموعة گرانیتوییدی زاهدان دید که به سن کرتاسة پسین و ائوسن هستند (Camp and Griffis, 1982; Mohammadi et al., 2016). کمپ و گریفیس (Camp and Griffis, 1982) چینخوردگی، گسلخوردگیهای راستالغز مزدوج و ماگماتیسم الیگو-میوسن و پیدایش سنگهای آذرین کوهلار، آساگی و تکتلار را پیامد رویدادهای پس از برخورد بلوک لوت و افغان میدانند. بقایای سنگکرة اقیانوسی این پهنه از دیدگاه سنی به کرتاسة میانی مربوط هستند و به احتمال بالا با پشتههای میانیاقیانوسی پدید آمدهاند (Zarrinkoub et al., 2012). بخش شمالی این پهنه تحتتأثیر انواع سنگهای آذرین درونی، آتشفشانی، ولکانوکلاستیک و نیمهآتشفشانی قرار گرفته است که از کرتاسة پسین آغاز شده و تا کواترنری ادامه داشته است (Richards et al., 2012).
مجموعة آتشفشانی-درونی ماهیرود (چشمه استاد)، بهصورت طاقدیسی با نام لاهنو-ماهیرود در بخش شمالی زمیندرز سیستان دیده میشود. روند کلی این مجموعه SSE-NNW است. کهنترین سنگهای این منطقه به سنگهای افیولیتی و فرابازی دورة کرتاسة پیشین مربوط هستند و پس از آن سنگهای آتشفشانی-درونی ماهیرود بههمراه ماسهسنگ، آهک و شیلهای دورة کرتاسة پسین رخنمون دارند (Guillou et al., 1981). در پایان، توالیهای رسوبات فلیشی از دورههای پالئوسن تا پلیوسن در منطقه وجود دارند؛ بهگونهایکه ماگماتیسم الیگو-میوسن نیز در آن دیده میشود (شکل 1). به باور تیرول و همکاران (Tirrul et al., 1983) مجموعة ماهیرود با بازشدگی اقیانوسی مرتبط است. آنها باور دارند که سرشت عمومی این مجموعه، افیولیتی است؛ اما چون گابروهای لایهای و سنگهای فرامافیک رخنمون ندارند، این موضوع قطعیت ندارد.
شکل 1. جایگاه جغرافیایی و زمینشناسی منطقة ماهیرود A) نقشة زمینشناسی ایران (Ghasemi and Talbot, 2006)؛ B) نقشة سادهشدهای از منطقة ماهیرود (Guillou et al., 1981).
Figure 1. Geographical and geological setting of Mahiroud area A) Geological map of Iran (Ghasemi and Talbot, 2006); B) Simplified map of the Mahiroud area (Guillou et al., 1981).
برای بررسی سنگهای آتشفشانی مجموعة آتشفشانی- درونی ماهیرود، در بازدید میدانی شمار 50 نمونه از این سنگها با کمترین میزان هوازدگی و دگرسانی برداشت شد. از نمونههای برداشتشده برای انجام بررسیهای میکروسکوپی شمار 20 مقطع نازک تهیه شد. از میان این نمونهها، 11 نمونه برای انجام آزمایش زمینشیمیایی ICP-MS برای عنصرهای کمیاب و فرعی و روش ذوب قلیایی (AF-01-Lithium Fusion) برای عنصرهای اصلی از سنگهای منطقه انتخاب و به آزمایشگاه زرآزما تهران فرستاده و تجزیه شدند. دادههای بهدستآمده از تجزیهها در جدول 1 آورده شدهاند. برای بررسی دادههای بهدستآمده از تجزیههای شیمیسنگ کل و رسم نمودارها از نرمافزارهای GCDkit، Excel وCorelDraw بهره گرفته شد.
جدول 1. دادههای زمینشیمیایی سنگهای آتشفشانی منطقة ماهیرود به روشهای AF-01-Lithium Fusion و ICP-MS.
Table 1. Geochemical data of volcanic rocks in the Mahiroud area by AF-01-Lithium Fusion and ICP-MS methods.
Sample No. |
P-1 |
20 |
P-2 |
P-3 |
P-5 |
25 |
26 |
28-B |
21 |
24 |
28-A |
Lithology |
Andesite -Basalt |
Sub alkaline Basalt |
Dacite-Rhyodacite |
||||||||
SiO2 |
53.36 |
54.65 |
52.87 |
48.87 |
48.34 |
56.75 |
54.23 |
53.13 |
68.64 |
71.27 |
70.2 |
TiO2 |
2.24 |
0.67 |
2.05 |
2.01 |
1.4 |
0.69 |
0.68 |
0.72 |
0.52 |
0.47 |
0.42 |
Al2O3 |
15.04 |
14.73 |
14.33 |
14.57 |
14.67 |
16.15 |
17.37 |
16.68 |
12.96 |
12.57 |
13.35 |
Fe2O3 |
12.05 |
7.51 |
10.94 |
10.84 |
9.94 |
8.32 |
8.13 |
8.87 |
5.4 |
4.68 |
4.3 |
MnO |
0.14 |
0.14 |
0.16 |
0.16 |
0.21 |
0.24 |
0.15 |
0.22 |
0.13 |
0/1 |
0.18 |
MgO |
1.61 |
3.75 |
2.1 |
2.27 |
7.61 |
4.56 |
4.57 |
5.86 |
2.12 |
1.81 |
1.31 |
CaO |
5.5 |
6.63 |
7.83 |
13.35 |
11.31 |
2.71 |
5.38 |
4.14 |
1.21 |
0.89 |
1.71 |
Na2O |
7.06 |
1.97 |
6.02 |
3.44 |
3.21 |
6.79 |
5.88 |
4.74 |
5.28 |
5.51 |
4.82 |
K2O |
0.17 |
0.43 |
0.12 |
0.1 |
0.27 |
0.17 |
0.19 |
1.36 |
1.47 |
0.94 |
1.7 |
P2O5 |
0.4 |
0.18 |
0.27 |
0.28 |
0.12 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.12 |
0.1 |
0.1 |
LOI |
2.56 |
8.94 |
3.3 |
4.13 |
2.92 |
3.47 |
3.27 |
4.18 |
2.11 |
1.65 |
1.9 |
Total |
100.13 |
99.6 |
99.99 |
100.2 |
100 |
99.95 |
99.95 |
100 |
99.96 |
99.99 |
99.99 |
Ba |
19 |
286 |
17 |
10 |
39 |
31 |
18 |
92 |
98 |
55 |
165 |
Rb |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
12 |
6 |
<1 |
14 |
Sr |
115 |
303.7 |
113.9 |
84.9 |
136.7 |
181.7 |
282.1 |
237.5 |
71.5 |
54.3 |
209.1 |
Y |
39.4 |
16.4 |
30.9 |
29.8 |
23 |
12.9 |
13.1 |
13.7 |
20.2 |
21.8 |
21.1 |
Zr |
145 |
65 |
106 |
102 |
75 |
36 |
34 |
35 |
81 |
89 |
75 |
Nb |
2.8 |
2.2 |
4.9 |
4 |
4.6 |
2.4 |
2.8 |
3.5 |
2.9 |
2.6 |
2.7 |
Th |
<0.1 |
0/31 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
0.34 |
0.45 |
0.15 |
Pb |
30 |
10 |
28 |
12 |
8 |
8 |
9 |
11 |
7 |
6 |
12 |
Zn |
74 |
66 |
89 |
74 |
70 |
81 |
66 |
71 |
81 |
59 |
53 |
Cu |
36 |
109 |
19 |
31 |
91 |
289 |
101 |
138 |
20 |
37 |
24 |
Ni |
7 |
15 |
16 |
17 |
73 |
16 |
17 |
17 |
4 |
5 |
4 |
V |
200 |
188 |
306 |
276 |
226 |
227 |
247 |
261 |
104 |
73 |
70 |
Cr |
20 |
73 |
45 |
35 |
219 |
27 |
33 |
37 |
10 |
13 |
18 |
Hf |
3.51 |
1.6 |
2.78 |
2.61 |
1.7 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
2.03 |
2.39 |
1.83 |
Sc |
24.9 |
26.1 |
28.6 |
27.7 |
38.2 |
30.7 |
31.2 |
32.4 |
19.8 |
17.3 |
17.1 |
Ta |
0.13 |
0.1 |
0.27 |
0.23 |
0.27 |
0.14 |
0.12 |
0.11 |
0.15 |
0.14 |
0.14 |
U |
0.4 |
0.3 |
0.2 |
0.4 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.12 |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
Sn |
1.5 |
0.9 |
1.3 |
1.1 |
1 |
0.7 |
0.6 |
0.7 |
1 |
1.3 |
1.2 |
Mo |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
0.9 |
<0.1 |
Tm |
0.7 |
0.31 |
0.57 |
0.53 |
0.42 |
0.24 |
0.24 |
0.26 |
0.38 |
0.39 |
0.38 |
La |
7 |
6 |
6 |
6 |
4 |
2 |
2 |
2 |
4 |
5 |
4 |
Ce |
28 |
16 |
19 |
20 |
14 |
4 |
6 |
5 |
14 |
14 |
13 |
Pr |
2.87 |
1.62 |
2.05 |
2 |
1.11 |
0.61 |
0.64 |
0.66 |
1.45 |
1.63 |
1.18 |
Nd |
15.9 |
8.5 |
11.4 |
11.3 |
7.4 |
4.1 |
4.2 |
4.3 |
7.9 |
8.7 |
6.8 |
Sm |
4.9 |
2.18 |
3.71 |
3.57 |
2.54 |
1.21 |
1.19 |
1.27 |
2.13 |
2.29 |
1.98 |
Eu |
2 |
0.67 |
1.34 |
1.49 |
0.97 |
0.41 |
0.46 |
0.52 |
0.6 |
0.59 |
0.65 |
Gd |
6.22 |
1.88 |
4.44 |
4.46 |
3.15 |
1.21 |
1.14 |
1.32 |
2.21 |
2.4 |
2.07 |
Tb |
1.03 |
0.45 |
0.83 |
0.8 |
0.66 |
0.36 |
0.34 |
0.37 |
0.51 |
0.52 |
0.52 |
Dy |
7.61 |
2.97 |
5.95 |
5.85 |
4.53 |
2.23 |
2.23 |
2.39 |
3.51 |
3.64 |
3.61 |
Er |
5.02 |
1.95 |
3.89 |
3.84 |
2.93 |
1.45 |
1.44 |
1.52 |
2.51 |
2.67 |
2.54 |
Tm |
0.7 |
0.31 |
0.57 |
0.53 |
0.42 |
0.24 |
0.24 |
0.26 |
0.38 |
0.39 |
0.38 |
Yb |
4.8 |
2.1 |
4 |
3.9 |
3.1 |
1.9 |
1.9 |
2 |
2.5 |
2.4 |
2.3 |
Lu |
0.63 |
0.28 |
0.52 |
0.5 |
0.36 |
0.18 |
0.18 |
0.19 |
0.38 |
0.38 |
0.37 |
بر پایة بررسیهای میدانی، سنگهای آتشفشانی منطقة ماهیرود طیفی از سنگهای آندزیت- بازالت، داسیت- ریوداسیت و بازالت بالشی[2] (بازالتهای تولهایتی) را دربر میگیرند (شکل 2) که با یک استوک تونالیتی به سن کرتاسة پسین (Keshtgar et al., 2019) قطع شدهاند. مرز میان واحدهای رسوبی-آتشفشانی منطقه بیشتر از نوع گسلی است و عموماً با دو دسته گسل راستالغز در راستای شمالباختری و شمالخاوری قطع شدهاند. واحدهای سنگی آتشفشانی اصلی منطقة ماهیرود عبارتند از:
در منطقة ماهیرود، بازالتهای سابآلکالن (تولهایتی) گسترش بالایی دارند. از دیدگاه ویژگیهای صحرایی، این سنگها رنگهای سطح هوازده سبز تیره تا خاکستری دارند. وجود ساخت بالشی از ویژگیهای بارز این بازالتها بهشمار میرود (شکل 2-C). این سنگها بافتهای پورفیری، گلومروپورفیری، غربالی، میکرولیتی و بادامکی نشان میدهند. در این بازالتها، آمفیبولها بهصورت نیمهشکلدار و سوزنیشکل با ماکل ساده هستند که بیشترشان تجزیه و کلریتی شدهاند (شکل 3-A). گاه پلاژیوکلاز بهصورت میکرولیتی و پیروکسن بهصورت ریزدانه در میان آنها دیده میشود (شکل 3-B). گاه نیز پلاژیوکلازها بهصورت شکلدار و نیمهشکلدار تا بیشکل با ماکل ساده و تکراری دیده میشوند (شکل 3-C). در این نوع سنگها، پلاژیوکلاز بهصورت ریزبلور تا درشتبلور با بافت غربالی نیز یافت میشود. درشتبلورهای پلاژیوکلاز در متن ریزدانه، بافت پورفیری را پدید آورده است (شکل 3-C). بیشتر پیروکسنها بهصورت بیشکل و نیمهشکلدار در زمینة سنگ یافت میشوند. پیروکسنها بهصورت ریزبلور و درشتبلور در سنگ دیده میشوند. پیروکسنهای درشت در زمینة ریز بلور، بافت پورفیری را پدید آوردهاند (شکل 3-C).
این گدازهها به رنگ قهوهای تیره تا قهوهای مایل به سرخ دیده میشوند. آندزیت – بازالت ها بافت حفرهای دارند که با کانیهای ثانوی پر شدهاند. بافتهای رایج این سنگها میکروپورفیری، گلومروپورفیری و هیالوپورفیری هستند. کانیها اصلی این سنگها پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول است. درشت بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز بهصورت درشت بلور یا میکرولیتی در آنها دیده میشود. پلاژیوکلاز بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار و با ماکل تکراری و ساده است. این کانی بهصورت ریزبلور تا درشتبلور حضور دارد. گاه بافت گلومروپورفیری که در اثر اجتماع بلورهای پلاژیوکلاز پدید آمده است در سنگ دیده میشود (شکل 3-D). پیروکسنها از دیگر کانیهای مهم این سنگها هستند. پیروکسن شکستگی نشان میدهد و بهصورت شکلدار و نیمهشکلدار با ماکل ساده دیده میشود. گاه در پی تجمع پیروکسنها بافت گلومروپورفیری نیز پدید آمده است. آمفیبول بههمراه پیروکسن بهصورت نیمهشکلدار و سوزنی هستند (شکل 3-E). کانیهای ثانوی در این سنگها شامل زئولیت با ماکل پروانهای (شکل 3-F)، کانی کدر که بهصورت میانبار در کانی زئولیت یافت میشود (شکل 3-F) و کانی کلسیت بهصورت نیمهشکلدار دیده میشود (شکل 3-G). کلریت نیز در پی تجزیة پیروکسنها و آمفیبولها پدید آمده است (شکل 3-D).
واحد داسیت- ریوداسیت در بخشهای مختلف کمپلکس ماهیرود همراه گدازههای آندزیت-بازالتی دیده میشود و بیشتر بهصورت دایک است (شکل 2-D). گاه سنگهای داسیتی ساخت منشوری دارند. این سنگها بافتهای میکروپورفیری، گلومروپورفیری و غربالی نشان میدهند (شکل 3-H). در این واحدهای سنگی، پلاژیوکلازها بهصورت شکلدار و نیمهشکلدار تا بیشکل دیده میشوند (شکل 3-H). همچنین، این کانیها بهصورت ریزبلور تا درشت بلور، بافت غربالی دارند (شکل 3-H)، در این سنگها، درشتبلورهای پلاژیوکلاز در زمینة ریزدانه بافت پورفیری را پدید آوردهاند (شکل 3-H). کوارتز با حاشیة گردشده و بسیار دانهریز نیز در زمینة سنگ دیده میشود.
شکل 2. تصویرهای صحرایی از واحدهای سنگی منطقة ماهیرود A) حضور آندزیت (And)، تونالیت (Ton)، کنگلومرا (Con) و ماسهسنگ سرخ (Rs) در منطقة ماهیرود (دید رو به شمال)؛ B) جایگاه گدازههای بازالتی (Sp) در کنار کنگلومرا (Con) و آهکها (L) (دید رو به جنوبخاوری)؛ C) تصویر بازالتهای بالشی منطقة ماهیرود (دید رو به شمال)؛ D) دایک داسیتی درون آندزیت-بازالت ها (دید رو به جنوبخاوری).
Figure 2. Field images of the rock unites in the Mahiroud area: A) The presence of andesite (And), tonalite (Ton), conglomerate (Con) and red sandstone (Rs) in the Mahiroud area (view to the north); B) The location of basaltic lavas (Sp) next to conglomerate (Con) and limestones (L) (view to the southeast); C) Image of Pillow Basalts in Mahirod area (view to the north); D) Dacite dyke within andesite-basalts (view to southeast).
دادههای تجزیة زمینشیمیایی سنگ کلِ نمونههای آتشفشانی منطقة ماهیرود در جدول 1 آورده شدهاند. بر پایة این تجزیهها، در نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (شکل 4-A)، نمونههای ماهیرود در محدودههای بازالت، بازالت -آندزیت، بازالت-تراکیآندزیت، تراکیآندزیت، آندزیت تا داسیت- ریوداسیت جای میگیرند. همچنین، آنجاییکه از عنصرهای کمیاب نامتحرک مانند HFSE و REE که در برابر عوامل ثانوی که ترکیب سنگ را تحتتأثیر قرار میدهند، مقاوم هستند و به تغییر و تأثیرات گرمابی حساسیت کمتری دارند برای ردهبندی سنگها و تعیین سری ماگمایی بهره گرفته شده است؛ بهگونهایکه بر پایة نمودار نسبت Zr/TiO2 در برابر Nb/Y، نمونههای ماهیرود در محدودههای بازالت سابآلکالن (تولهایتی)، بازالت-آندزیت و آندزیت جای میگیرند (شکل 4 - B). این نمونهها با چندین محدودة زمینشیمیایی شامل بازالتهای مورب نرمال مربوط به کمربند کوهزایی آلبانید- هِلِندِ (Saccani et al., 2003)، E-MORBs دریای جنوبی چین (Sun et al., 2020)، آندزیت، بازالت و آذرآواریهایِ کمان آتشفشانی راسکویِ پاکستان (Nicholson et al., 2010; Siddiqui et al., 2012; Siddiqui et al., 2015) مقایسه شدهاند.
نمونههای آتشفشانی ماهیرود از نظر مقایسه با ترکیب N-MORB و E-MORB در محدودههای مرزی میان این دو جای میگیرند. البته در شکل 4-A شمار کمی از نمونهها (دو نمونه) با N-MORB همپوشانی دارند. از نظر مقایسه نمونههای ماهیرود با نمونههای مربوط به کمان آتشفشانی راسکویِ پاکستان که از نوع کمان اقیانوسی است، نمونههای ماهیرود با آندزیت و بازالتهای این کمان همپوشانی و نزدیکی دارند که در شکل 4-B این همانندی بهخوبی دیده میشود.
شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی سنگهای آتشفشانی منطقة ماهیرود A) آمفیبولهای بیشکل و نیمهشکلدار با ماکل ساده و کانیهای کدر در بازالتهای سابآلکالن (تولهایتی)؛ B) پیروکسنهای بیشکل و پلاژیوکلازهای میکرولیتی در بازالتهای سابآلکالن (تولهایتی)؛ C) پیروکسن و پلاژیوکلاز شکلدار در بازالتهای سابآلکالن (تولهایتی)؛ D) پیروکسنهای بیشکل و نیمهشکلدار با ماکل ساده که در برخی موارد به کلریت تجزیه شدهاند در آندزیت-بازالتها؛ E) آمفیبولهای بیشکل و نیمهشکلدار با ماکل ساده و کانیهای کدر در آندزیت-بازالتها؛ F) کانی ثانویة زئولیت بههمراه پلاژیوکلازهای بیشکل و کانیهای کدر در آندزیت-بازالتها؛ G) کلسیت و پیروکسن در آندزیت-بازالتها؛ H) پلاژیوکلازها بهصورت شکلدار و نیمهشکلدار با بافت غربالی با کوارتزهای ریزبلور در واحد داسیت-ریوداسیت (نام اختصاری کانیها برگرفته از: Whitney and Evans (2010)).
Figure 3. Microscopic images of volcanic rocks in the Mahiroud area: A) Anhedral and subhedral amphiboles with Carlsbad twining and opaque mineral in sub alkaline basalts (Tholeiitic); B) Anhedral pyroxene and microlites of plagioclase in sub alkaline basalts (Tholeiitic); C) Euhedral plagioclase and pyroxene in sub alkaline basalts (Tholeiitic); D) Anhedral and subhedral pyroxenes with Carlsbad twining and altered to chlorite in andesite - basalts; E) Anhedral and subhedral amphiboles with Carlsbad twining and opaque in andesite - basalts; F) Zeolite as a secondary mineral, anhedral plagioclase and opaque in andesite - basalts; G) Calcite and pyroxene in andesite – basalts; H) Euhedral to Subhedral plagioclase with sieved texture and quartz in dacite-rhyodacites (Abbreviations of minerals are from Whitney and Evans (2010)).
شکل 3. ادامه.
Figure 3. Continued.
شکل 4. نامگذاری سنگهای آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار Zr/TiO2 در برابر Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977) (منابع محدودهها: بازالتهای نرمالِ کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ (Saccani et al., 2003)؛ E-MORB دریای جنوبی چین (Sun et al., 2020)؛ آندزیت، بازالت و آذرآواریهای کمان آتشفشانی راسکویِ پاکستان (Nicholson et al., 2010; Siddiqui et al., 2012; Siddiqui et al., 2015)).
Figure 4. Classification of Mahiroud volcanic rocks in A) SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Middlemost, 1994); B) Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977) (normal basalts related to the Albanide-Hellenide orogenic belt (Saccani et al., 2003); E-MORBs from the Southwest Sub-Basin, South China Sea (Sun et al., 2020); andesite, basalt and volcanoclastics related to the Rasko volcanic arc in Pakistan (Nicholson et al., 2010; Siddiqui et al., 2012; Siddiqui et al., 2015)).
بر پایة نمودار مقدار SiO2 در برابر K2O، بیشتر نمونهها در محدودة سری تولهایتی (کم پتاسیم) جای میگیرند و سه نمونه نیز با ترکیب داسیت-ریوداسیت در محدودة سری کالکآلکالن (پتاسیم متوسط) جای میگیرند (شکل 5-A). در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت N(La/Sm) در برابر N(Tb/Yb) (شکل 5-B)، مقدار N(Tb/Yb) نمونههای آتشفشانی ماهیرود همگی از 8/1 کمتر است و در ناحیة اسپینل پریدوتیت جای میگیرند که نشاندهندة ژرفای پیدایش ماگما در محدودة 80 کیلومتر و کمتر از آن است. در نمودار SiO2 در برابر Nb/Y، نمونههای ماهیرود در محدودة تولهایتی جای میگیرند (شکل 5-C) که نشان میدهد سنگهای آتشفشانی منطقة ماهیرود حاصل ذوب نسبی کم فشار اسپینللرزولیت هستند و ذوب در ژرفای کمتر از میدان پایداری گارنت رخ داده است. در شکل 5-D نیز نمونهها افزونبر پیروی از روند منحنی، در محدودة مرزی تولهایتی- کالکآلکالن جای میگیرند و نوعی غنیشدگی از آهن در هنگام تبلوربخشی را نشان میدهند که از ویژگیهای سری تولهایتی است (Irvine and Baragar, 1971). بر پایة نمودار P2O5 در برابر Zr، سنگهای منطقه در محدودة بازالتهای تولهایتی جای میگیرند که این نمونهها با محدودة بازالتهای نرمالِ کمربند کوهزایی آلبانی-هِلِندِ همپوشانی دارند و روندی همانندِ بازالتهای کمان آتشفشانی راسکو پاکستان نشان میدهند (شکل 5-E). در نمودار Zr در برابر Y که دو محیط درونصفحهای و مرتبط با کمان آتشفشانی را از هم تفکیک میکند، سنگهای منطقة ماهیرود در محدودة کمان آتشفشانی جای میگیرند و همانگونهکه دیده میشود این نمونهها همپوشانی کمی با بازالتهای میاناقیانوسی نرمال مربوط به کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ، بازالتهای میاناقیانوسی نرمال (Sun and McDonough, 1989) و E-MORB دریای جنوبی چین نشان میدهند؛ اما با بازالتهای کمان آتشفشانی راسکویِ پاکستان همپوشانی و روندِ همانندی دارند (شکل 5-F).
خاستگاه گوشتهای و درجة ذوببخشی سنگهای آتشفشانی مافیک در نمودار La/Yb در برابر Yb و منحنیهای ذوببخشی برای منابع گارنت و اسپینل-لرزولیت (Baker et al., 1997) بررسی میشود (شکل 6- A). سه روند متمایز در این نمودار دیده میشوند که روند موازی محور افقی مربوط به گارنت-لرزولیت، روند منحنی شکل مربوط به اسپینل-گارنت-لرزولیت و روند موازی محور عمودی مربوط به اسپینل-لرزولیت است. در این نمودار، برای شاخص، از ترکیب دو گروه سنگ در مجموعة یوجِنشِن[3] (Bi et al., 2017) بهره گرفته شده است. نمونههای OIB مجموعة یوجِنشِن در یک منطقة انتقالی میان منحنیهای ذوب گارنت-لرزولیت و اسپینل-لرزولیت جای گرفتهاند که نشان میدهد ماگما از ذوببخشی گوشته ژرفتر در ناحیة پایداری گارنت خاستگاه گرفته است. نمونههای MORB در مجموعة یوجِنشِن دقیقاً در راستای منحنی ذوب اسپینل-لرزولیت جای میگیرند که نشان میدهد آنها از یک خاستگاه گوشته کمابیش کم ژرفتر با اسپینل بهعنوان یک فاز پایدار سرچشمه میگیرند و نمونههای منطقة ماهیرود نیز در این محدوده جای میگیرند. بر پایة آنچه که در نمودار دیده میشود بیشتر نمونهها دچار ذوب 10 تا 20 درصد شدهاند و تنها سه نمونة کمتر از 10 درصد هستند. همچنین، این نمونهها، بر بازالتهای نرمالِ کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ، E-MORB دریای جنوبی چین و همروند با بازالتهای کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان هستند. بر پایة نمودار Nb/Y در برابر TiO2/Yb، بیشتر نمونهها (مگر سه نمونة بازالتی) در محدودة N-MORB جای میگیرند (شکل 6-B) و نمونههای ماهیرود با محدودة N-MORB کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ و بازالتهای کمان آتشفشانی راسکو پاکستان همپوشانی دارند. بر پایة نمودار Zr در برابر Ti/1000، بیشتر نمونههای منطقة ماهیرود (مگر سه نمونة بازالتی) در محدودة بازالتهای کمان آتشفشانی جای میگیرند (شکل 6-C). بر پایة نمودار Zr در برابر Zr/Y که شاخص خوبی برای تفکیک میان بازالتهای جزیرههای کمانی، MORB و بازالتهای درونصفحهای است (Pearce and Norry, 1979)، نمونههای بازیکتر منطقه در محدودة ترکیبیِ بازالت جزیرههای کمانی جای گرفتهاند و دیگر نمونهها که ترکیب اسیدیتر و محتوای Zr/Y بیشتری دارند در محدودة MORB جای گرفتهاند. در این نمودار، نمونههای ماهیرود همپوشانی خوبی با بازالتهای کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان که از نوع کمان اقیانوسی است نشان میدهند (شکل 6-D).
شکل 5. سنگهای آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار تعیین سری ماگمایی SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار N(La/Sm) در برابر N(Tb/Yb) (بهنجارشده به ترکیب کندریت) (Furman et al., 2004)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر SiO2 (Furman et al., 2004)؛ D) نمودار AFM برای تفکیک سری تولهایتی از کالک آلکالن (Irvin and Barragar, 1971)؛ E) تفکیک سری آلکالن و تولهایتی در نمودار Zr در برابر P2O5 (Winchester and Floyd, 1977)؛ F) تفکیک محیط درونصفحهای و مرتبط با کمان آتشفشانی در نمودار Zr در برابر Y (Müller and Groves, 1997).
Figure 5. Mahiroud volcanic rocks in A) SiO2 versus K2O diagram for magmatic series discrimination (Peccerillo and Taylor, 1976); B) (La/Sm)N versus (Tb/Yb)N diagram, normalized to chondrite composition (Furman et al., 2004); C) SiO2 versus Nb/Y diagram (Furman et al., 2004); D) AFM discrimination diagram for calc-alkaline and tholeiitic series (Irvin and Barragar, 1971); E) Zr versus P2O5 discrimination for alkaline and tholeiitic series (Winchester and Floyd, 1977); F) Zr versus Y discrimination diagram for within-plate and volcanic arc setting (Müller and Groves, 1997).
شکل 5. ادامه.
Figure 5. Continued.
بر پایة نمودار Ce/Yb در برابر Ce که ژرفای ذوببخشی را نشان میدهد، نمونههای بازالتی- آندزیتی منطقة ماهیرود در ژرفای 30 تا 50 کیلومتری و بازالتهای تولهایتی در ژرفای کمتر از 90 تا 100 کیلومتری جای گرفتهاند و نمونههای بازالتی- آندزیتی ماهیرود با محدودة N-MORB کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ همخوانی دارند؛ اما نمونههای بازالت تولهایتی به لحاظ ژرفا، مگر یک نمونه، هیچ همپوشانی با محدودة N-MORBs کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ نشان نمیدهند و همانند نمونههای بازالتهای کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان هستند (شکل 7-A). در نمودار Gd/Yb در برابر La/Yb، نمونههای منطقة ماهیرود در محدودة گارنت-آمفیبول-فلوگوپیت-لرزولیت جای گرفتهاند و محدودة بیشتر از 10 درصد ذوببخشی را نشان میدهند (شکلهای 7-B و 7-C). همچنین، در این نمودارها، روند و همپوشانی بازالتهای تولهایتی ماهیرود همانند بازالتهای کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان است (شکل 7-B). ذوببخشی خاستگاه گوشتة اسپینل لرزولیتی نسبت Sm/Yb را تغییر نمیدهد؛ زیرا ضریب تفریق هر دو عنصر Sm و Yb همانند هم هستند؛ اما با افزایش درجات ذوببخشی چهبسا محتوای Sm مذابها کاهش یابد (Aldanmaz et al., 2000). عنصر Yb معمولاً با گارنت سازگارتر است تا کلینوپیروکسن یا اسپینل که در آن نسبت Sm/Yb در سنگها باید به کانیشناسی منبع بازالت حساس باشد. در نمودار Sm/Yb در برابر Sm، منحنیهای مذاب برای اسپینل-لرزولیت و گارنت-لرزولیت رسم شده است (شکل 7-C). ترکیب مودال اسپینل-لرزولیت بهصورت Ol: 53%، Opx: 27%، Cpx: 17% وSp: 3% و گارنت-لرزولیت بهصورت Ol: 60%، Opx: 20%، Cpx: 10% و Grt: 10% است (Walter, 1998; Kinzler, 1997). در این نمودار شکل 7-C نمونهها روی خط اسپینل-لرزولیت و روند ذوبِ 10 تا 20 درصد جای گرفتهاند و در محدودة بازالتهای نرمال، منطبق بر N-MORBs کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ و همچنین، نمونههای بازالتهای کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان جای دارند.
شکل 6. سنگهای آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار La/Yb در برابر Yb (Baker et al., 1997)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر TiO2/Yb (Pearce, 2008)؛ C) نمودار Zr در برابر Ti/1000 (Pearce, 1982)؛ D) نمودار Zr در برابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979).
Figure 6. Mahiroud volcanic rocks in A) La/Yb versus Yb diagram (Baker et al., 1997); B) Nb/Yb versus TiO2/Yb diagram (Pearce, 2008); C) Zr versus Ti/1000 diagram (Pearce, 2008); D) Zr versus Zr/Y diagram (Pearce and Norry, 1979).
یکی از اهداف اصلی این پژوهش ارزیابی سرشت و اهمیت زمینساختی رویدادهای ماگمایی است که در منطقة ماهیرود در زمیندرز سیستان رخ داده است. به گفتة بسیاری از پژوهشگران (مانند: Pearce, 1982)، تفاوتهای ترکیبی میان انواع ماگما به ویژگیهای منابع مختلفی بستگی دارد که از آنها خاستگاه گرفتهاند و آن نیز به نوبه خود با محیط تکتونوماگمایی که در آن پدید آمدهاند مرتبط است.
یکی از نسبتهای تعیینکنندة محیط خاستگاه ماگما، نسبت Ba/La است؛ بهگونهایکه این نسبت برایN-MORB برابر با 4-10 برای E-MORB و بیشتر بازالتهای درونصفحهای برابر با 10-15 و برای سنگهای آتشفشانی مرز صفحات همگرا بیشتر از 15 است (Gill, 1981). مقدار نسبت یادشده در کمانهای آتشفشانی، از مناطق کششی و مناطق پشت کمانی بیشتر است (Gill, 1981). در سنگهای ماهیرود میانگین این نسبت برابر با 20 است که نشان میدهد سنگهای منطقة ماهیرود در کمانهای آتشفشانی پدید آمدهاند. برخی نمودارهای تفکیک محیط زمینساختی در شکل 8 نشان داده شده است. سنگهای ماهیرود در شکلهای 8-A و 8-B در محدودههای مربوط به بازالتهای نوع کوهزایی و بازالتهای تولهایتی جای میگیرند؛ اما در شکل 8-C، این سنگها در محدودة N-MORBs و در شکل 8-D که بر پایة تغییرات در غلظت V در برابر Ti است و بهعنوان ابزاری برای سنجش فعالیت اکسیژن ماگما و پدیدههای جدایش بلورین بهکار میرود، نمونههای ماهیرود در محدودة تولهایت جزیرههای کمانی جای میگیرند و با محدوده MORB همپوشانی کمی نشان میدهند (Rollinson, 1993).
الگوی توزیع عنصرهای خاکی کمیاب در سنگهای سریهای ماگمایی مختلف در جزیرههای اقیانوسی در شکل 9 آورده شده است (شکلهای 9-A، 9-B و 9-C). همانگونهکه در شکل 9-D نشان داده شده است نمونههای ماهیرود از روندی همانند تولهایت جزیرههای کمانی (شکل 9-B) پیروی میکنند. الگوی بهنجارشدة عنصرهای خاکی کمیاب نمونههای ماهیرود نسبت به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، الگویی صاف را نشان میدهد (شکل 9-D) که از ویژگیهای ماگماهای تولهایتی جزیرههای کمانی بهشمار میرود و همچنین، از میان محدودههای بررسیشده بیشترین انطباق را با آندزیتهای کمان آتشفشانی راسکو نشان میدهد.
سنگهای منطقة ماهیرود که نسبت به ترکیب N-MORB بهنجار شدهاند (شکلهای 10-A و 10-B) از LILE غنیشدگی و از HFSE تهیشدگی نشان میدهند. در جزیرههای کمانی، غنیشدگی از LILE در پی دگرنهادشدن گوشته روی میدهد. این نیز پیامد سیالات آبداری است که از پوستة فرورنده به درون گوۀ گوشتهای در ژرفاهای گوناگون نفوذ کرده است و موجب دگرنهادشدن و در نتیجه پیدایش مناطق خاستگاه بازالتهای کمانی میشوند (Wilson, 1989). تهیشدگی از HFSE دلایل مختلفی میتواند داشته باشد؛ برای نمونه، درجات بالای ذوببخشی و توزیع آنها در خاستگاه گوشتهای را میتوان برشمرد (Wilson, 1989). الگوی ناهنجاری مثبت از عنصرهای Ba، Sr و K همراه با بیهنجاری منفی Nb از ویژگیهای جزیرههای کمانی است (Pearce et al., 1984). ناهنجاری منفی عنصر Ce در سنگهای آتشفشانی جزیرههای کمانی نشانة پیدایش سیالات پدیدآمده ناشی از ذوب و آبزدایی رسوبات پلاژیک پوستة اقیانوسی فرورونده است. آنومالی ضعیف عنصر Eu پیامد تمرکز آن در کانی پلاژیوکلاز است. در شکل 10-A و 10-B، نمونههای منطقة ماهیرود از نظر روند عنصرها و همچنین، همخوانی در غنیشدگی و تهیشدگی بیشترین شباهت را با N-MORB کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ و آندزیت، بازالت و آذرآواریهای کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان دارند.
در شکلهای 11-A و 11-B که نمونهها نسبت به ترکیب گوشتة اولیه بهنجار شدهاند، عنصرهای Nb، Rb، Th، La، Ce، Ti و P آنومالی منفی و عنصرهای Cs، Pb، Ba، K و Sr آنومالی مثبت دارند. غنیشدگی از LILE بههمراه تهیشدگی از HFSE به ویژه Nb، Ta و Zr از ویژگیهای مناطق کمانی (فرورانشی) است (Stolz et al., 1990). غنیشدگی از عنصرهای ناسازگار با پتانسیل یونی کم مانند Rb، Ba، K و Sr را در کنار آنومالی منفی عنصرهای ناسازگار با پتانسیل یونی بالا مانند Nb، Ti و P را دلیلی بر ماگماتیسم مرتبط با پهنه فرورانش میدانند (Rollinson, 1993). آنومالی منفی Ti بیشتر با کانیهای تیتانیمدار مانند اسفن، ایلمنیت، روتیل و برخی آمفیبولها کنترل میشود.
در شکلهای 12-A و 12-B عنصرهای کمیاب نسبت به ترکیب کندریت بهنجار شدهاند. در این نمودار آنومالی شاخص، آنومالی منفی Nb و Ti است این رخداد میتواند پیامد دگرنهادشدن گوشته باشد. به باور برخی پژوهشگران آنومالی منفی Nb و Ti از ویژگیهای ماگمای وابسته به محیط فرورانشی است (Castillo, 2006). سنگهای آتشفشانی منطقة ماهیرود در این نمودار، غنیشدگی از LILE نسبت به HFSE نشان نمیدهند که این پدیده نیز از ویژگیهای تولهایتهای جزیرههای کمانی است (شکلهای 12-A و 12-B).
شکل 7. سنگهای آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار Ce در برابر Ce/Yb (Ellam, 1992)؛ B) نمودار La/Yb در برابر Gd/Yb (Aldanmaz et al., 2000)؛ C) نمودار Sm در برابر Sm/Yb (Shaw, 1970).
Figure 7. Mahiroud volcanic rocks in A) Ce versus Ce/Yb diagram (Ellam, 1992); B) La/Yb versus Ce/Yb diagram (Aldanmaz et al., 2000); C) Sm versus Sm/Yb diagram (Shaw, 1970).
سنگهای آتشفشانی منطقة ماهیرود طیفی از سنگهای آندزیت- بازالت، داسیت-ریوداسیت و بازالت بالشی (بازالتهای تولهایتی) را در بر میگیرند. آندزیت – بازالت ها بافتهای میکروپورفیری، گلومروپورفیری و هیالوپورفیری دارند و پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول از کانیهای اصلی آنها بهشمار میروند. داسیت- ریوداسیتها بیشتر بهصورت دایک هستند و گاه ساخت منشوری دارند. این سنگها بافتهای میکروپورفیری، گلومروپورفیری و غربالی دارند و پلاژیوکلاز و کوارتز از کانیها اصلی آنها بهشمار میروند. بازالتهای سابآلکالن (تولهایتی) در منطقة ماهیرود گسترش و وسعت بسیاری دارند. از ویژگیهای صحرایی بارز آنها وجود ساخت بالشی است. این سنگها بافتهای پورفیری، گلومروپورفیری، غربالی، میکرولیتی و بادامکی دارند. پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول از کانیها اصلی سازندة آنها هستند. ویژگیهای زمینشیمی سنگهای آتشفشانی ماهیرود نشان میدهد ماگمای سازندة این سنگها از نوع تولهایتی (کم پتاسیم) است و از ذوب اسپینل پریدوتیت در ژرفای کمتر از میدان پایداری گارنت پدید آمده است.
شکل 8. سنگهای آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار سهتایی FeOT-MgO-Al2O3 (Pearce et al., 1977)؛ B) نمودار سهتایی Y/15-La/10-Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989)؛ C) نمودار سهتایی 2Nb-Zr/4-Y (Meschede, 1986)؛ D) نمودار Ti/1000 در برابر V (Rollinson, 1993).
Figure 8. Mahiroud volcanic rocks in A) FeOT-MgO-Al2O3 diagram (Pearce et al., 1977); B) Y/15-La/10-Nb/8 diagram (Cabanis and Lecolle, 1989); C) 2Nb-Zr/4-Y diagram (Meschede, 1986); D) Ti/1000 versus V diagram (Rollinson, 1993).
شکل 9. سنگهای آتشفشانی ماهیرود در A، B، C) نمودار فراوانی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت در بازالت جزیرههای کمانی (Willson, 1989)؛ D) نمودار فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب که به ترکیب کندریت بهنجار شدهاند (Boynton, 1984) (ACM نشاندهندة میانگین روند عنصرهای خاکی کمیاب در حاشیة فعال قارهای است).
Figure 9. Mahiroud volcanic rocks in A, B, C) Chondrite-normalized diagram for the rare earth elements of island arc basalts (Willson, 1989); D) Chondrite-normalized diagram for the rare earth elements (normalization values from Boynton (1984)) (ACM shows the mean trend of rare earth elements in the active continental margin).
شکل 10. سنگهای آتشفشانی ماهیرود در A، B) الگوی نمودار عنکبوتی عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989)).
Figure 10. Mahiroud volcanic rocks in A, B) N-MORB normalized patterns of incompatible elements (normalization values from Sun and McDonough (1989)).
شکل 11. سنگهای آتشفشانی ماهیرود در A، B) الگوی نمودار عنکبوتی عناصر ناسازگار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989).
Figure 11. Mahiroud volcanic rocks in A, B) Primitive mantle normalized patterns of incompatible elements (normalization values from Sun and McDonough (1989)).
شکل 12. سنگهای آتشفشانی ماهیرود در A، B) الگوی نمودار عنکبوتی عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Thompson, 1982).
Figure 12. Mahiroud volcanic rocks in A, B) Chondrite-normalized patterns of incompatible elements (normalization values from Thompson (1982)).
از دیدگاه جایگاه زمینساختی، بیشتر نمونههای منطقة ماهیرود در محدودة بازالتهای کمان آتشفشانی اقیانوسی جای میگیرند. همخوانی نمونههای بازالتهای سابآلکالن منطقة ماهیرود با نمونههای بازالتی کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان نیز گواهی بر این نوع محیط زمینساختی است. جایگاه زمینساختی کمان آتشفشانی این سنگهای آتشفشانی همانند بررسیهای انجامشده روی استوک تونالیتی مجموعة آتشفشانی-درونی ماهیرود و سنگهای آتشفشانی جنوب گزیک در نزدیکی این مجموعه چهبسا تاکیدی بر ماگماتیسم جزیرههای کمانی در منطقة ماهیرود است.
[1] fore-arc
[2] Pillow Basalts
[3] Yuejinshan Complex