Petrography, Geochemistry and Tectonic setting of Tertiary volcanic rocks in the Asfich area (Southwest of Sarbisheh, Southern Khorasan)

Document Type : Original Article

Authors

1 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand, Birjand, Iran.

2 M.Sc. student, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand, Iran

10.22108/ijp.2024.139550.1312

Abstract

The magmatic activities of Lut block started from the middle of Jurassic (165-162 Ma) with the intrusion of Kalate Ahani, Shahkoh and Sorkh kooh intrusive masses and reached its peak in the Tertiary. Tertiary volcanic and semi-volcanic rocks cover more than half of the Lot block with a thickness of about 2000 meters, which were formed as a result of subduction before the collision of the Arabian and Asian plates (Camp; Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983; Berberian et al., 1982). The studied area with geographic coordinates 59º31′14″ - 59º36′05″ east longitude, 32º32′28″ -32º34′29″ north latitude, is located 40 km southwest of Sarbisheh and includes a thick succession of Tertiary volcanic and pyroclastic rocks that are covered by young Quaternary sediments in some places. This area is located in the 1:100,000 Sarbisheh geological map prepared by Nazari and Salamati (1999). According to the map prepared by Pang et al. (2012) for parts of Sistan zone and Lut block, the studied area is located on the eastern edge of Lut block and on the border of two structural states of Lut block and Sistan zone (Figure 1). Since the Tertiary volcanic rocks in the mentioned region, despite their wide expansion and having large reserves of perlite and clay minerals, have not been subjected to detailed lithology and geochemistry studies, they have been selected as the subject of this research.
Regional Geology
In this area, there are extensive outcrops of Tertiary volcanic rocks, including pyroxene-andesite, andesite-trachyandesite, dacite, rhyodacite, rhyolite (perlite) and related pyroclastic rocks such as tuff, ignimbrite, and agglomerate, which are on serpentinized peridotites in the east of Fal village to the south of Asfich, and gabbro belongs to the Cretaceous ophiolites of southeast Birjand. In terms of age, the ophiolitic units are related to the late Cretaceous. Tertiary volcanic units are related to the Eocene and Oligocene (Pang et al., 2013).
Research method
In order to carry out this research, first of all, library studies including the collection and review of geological and topographical maps and previous studies have been carried out. In the next step, during 10 days, field investigations, separation of different rock units and sampling were done, and then 90 thin sections of the rocks of the area were prepared and their mineralogical and textural characteristics were examined by a Leitz type polarized microscope. In the next step, according to the diversity and geographical spread of different rock units, 9 unaltered or less altered samples were selected and coded (LF200) for chemical analysis by ICP-ES for major elements and ICP-MS for trace elements. Acme laboratory in Canada and 2 samples have been sent to Kansaran Binaloud laboratory. Finally, GCDKit, Excel (@2007), Corel and Minpet software were used to draw diagrams. In order to obtain Fe2O3 and FeO values that are closer to the real values, Minpet software was used according to the Irvine and Baragar method (Irvine and Baragar, 1971).
Petrography
Tertiary volcanic rocks of the region include pyroxene andesite, andesite, dacite, rhyodacite, rhyolite (perlite), tuff, breccia and agglomerate. The common texture of these rocks is porphyritic with microgranular or microlithic, glomeroporphyritic, flow and cavity texture. Pearlites have a pearlitic texture. Euhedral and subhedral phenocrysts of plagioclase with oligoclase-andesine composition are the main constituents of these rocks and have rounded or bay sides. Some plagioclase phenocrysts show a sieve texture. Plagioclase microlites are the main component of the matrix. Clinopyroxene (augite) and hornblende are present in small amounts. In addition, bay-sided phenocrysts of sanidine and quartz are observed in rhyolites.
Geochemistry
The results of chemical analysis of volcanic rocks of Asfich area are presented in Table 1. In the diagram of total alkali versus silica, presented by Cox et al. (1979), the samples are in the range of andesite, dacite and rhyolite (Figure 8A). Due to the presence of variation in some samples, charts based on immobile elements have been used for the geochemical nomenclature of rocks. In this regard, in the Nb/Y vs. Zr/TiO2 diagram presented by Winchester and Floyd (1977), the samples are in the range of andesite, trachyandesite, dacite, rhyodacite and rhyolite and show a subalkaline nature (Figure 8B). In the Na2O+K2O-MgO-FeO* triangle diagram (AFM diagram), which is used to identify magmatic series and their transformations, and subalkaline series is divided into two separate tholeiitic and calc-alkaline series and presented by Irvine and Baragar (1971), the samples are in the calc-alkaline range (Figure 8C).
Tectonic setting and origin
It is possible that the Th/Yb ratio for the samples is higher than the mantle, and this compositional change is attributed to subduction-related processes (Helvaci et al., 2009). Arc magmas are mainly formed as a result of partial melting in the subduction-related mantle wedge, due to the addition of metasomatic components released from the subducting oceanic lithosphere. Metasomatic fluids may include hydrous fluid (supercritical) or primary melts from sediments or basaltic crust subducted into the mantle wedge, which causes the mantle solidus to decrease and magma production (Figure 11) (Harangi et al, 2007; Hoang et al, 2001). Depletion in elements P, Ti, Ta and Nb and enrichment in U, K, Sr, Zr, Rb and Th and enrichment of LREE compared to HREE indicate the formation of these rocks in the active continental margin regime. which are mainly formed as a result of partial melting in the mantle wedge, due to the addition of metasomatic components released from the subducting lithosphere. Geochemical evidence such as Nb/Y versus Rb/Y shows that contamination is one of the most important phenomena in magma evolution in the area. According to the diagram of Dy/Yb versus La/Yb and Dy/Yb versus Dy, it is possible to imagine the origin of partial melting of lherzolite spinel mantle and the range of phlogopite-bearing spinel lherzolite facies for the magma that forms the rocks of the region.
 

Keywords

Main Subjects


فعالیت‏‌های ماگمایی بلوک لوت از میانة ژوراسیک (165- 162 میلیون سال پیش) با نفوذ توده‌های آذرین درونی کلاتة آهنی، شاه‌کوه و سرخ کوه آغاز شد و در ترشیری به اوج خود رسیده است. سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی ترشیری بیش از نیمی از بلوک لوت را با ستبرایی نزدیک به 2000 متر پوشانده‏‌اند که در پی فرورانش پیش از برخورد صفحه‌های عربی و آسیا پدید آمده‏‌اند (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983; Berberian et al., 1982). پهنة فلیش نهبندان- خاش، پهنة جوش‌خوردة میان بلوک لوت و بلوک افغان و به عبارتی، پهنة جوش‌خوردة سیستان نامیده شده است (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983). با وجود فراوانی گدازه‌های کالک‌آلکالن ائوسن، به‌ویژه در شمالی بلوک لوت، تیرول و همکاران (Tirrul et al., 1983) به فرورانش پوستة اقیانوسی تتیس رو به شمال و خاور، یعنی به زیر بلوک افغان (واقع در خاور) باور داشتند. افتخارنژاد (Eftekharnezhad, 1972) در شرح پیوست گزارش شمارة 22 سازمان زمین‌شناسی، با عنوان «مطالبی چند دربارة پیدایش حوضة رسوبی فلیش در خاور ایران و توجیه آن با زمین‌ساخت صفحه‌ای»، زیرراندگی ورقة اقیانوسی یادشده را به زیر بلوک لوت در نظر گرفته است (Stocklin et al., 1972). به باور بربریان و کینگ (Berberian and King, 1981) جدایش‌های نوع تتیس جوان در ایران مرکزی، خاور ایران، جنوب خاوری ایران (مکران) و به احتمال بالا خزر جنوبی روی داده‌اند. گلنی (Glennie, 2000) به اشتقاق‌های هم‌خانوادة تتیس جوان، نام نئوتتیس 2 داده‌اند. به باور آقانباتی (Aghanabati, 2004) در پایانة خاوری ایران میانی، در فاصلة دو گسل نهبندان (در باختر) و گسل هریرود (در خاور)، در گستره‌ای با درازای 800 کیلومتر و پهنای 200 کیلومتر، نهشته‌های ستبر فلیش‌‌گونه‌ای دیده می‌شوند که پی‌سنگ افیولیتی وابسته به پوسته دارند. پهنة یادشده که مراحل تکوین از پوستة اقیانوسی تا قاره‌ای را پذیرا شده است از اشتقاق‌های نوع تتیس جوان است. فتوحی‌راد (Footohi Rad, 2004) بر این باور است که بازشدگی اقیانوسی میان بلوک لوت (در باختر) و بلوک هیلمند (در خاور) در سر حد ژوراسیک و کرتاسه و یا در آغاز کرتاسة پیشین رخ داده است. در پی آن با تغییر حرکات زمین‌ساختی، فرایند بازشدگی بازایستاده است و پوستة اقیانوسی در کرتاسة پیشین (والانژین – هاتریوین) فرورانش خود به زیر بلوک هیلمند را آغاز کرده است. ادامه این حرکت همگرا در کرتاسة پسین تا به احتمال پالئوژن برخورد دو بلوک لوت و هیلمند (افغان) را به‌دنبال داشته است. ارجمندزاده و همکاران (Arjmandzadeh et al., 2011) نظریة فرورانش دوسویه نامتقارن را برای خاور ایران پیشنهاد داده‌اند. بررسی‏‌های یوسف‏‌زاده و سبزه‏‌ئی (Yousefzadeh and Sabzehei, 2012a) گویای سرشت کالک‏‌آلکالن آتشفشانی‏‌های ترشیری‏‌ شمال و باختر بیرجند و نیز پیرامون خوسف هستند. همچنین، یوسف‏‌زاده و سبزه‏‌ئی (Yousefzadeh and Sabzehei, 2012b) سن سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه بیرجند- خوسف را ائوسن- الیگوسن دانسته‏‌اند. پانگ و همکاران (Pang et al., 2013) نیز سن فعالیت‏‌های ماگماتیسم کالک‌آلکالن خاور ایران را ائوسن پایانی تا الیگوسن پایانی به‌دست آورده‏‌اند. پانگ و همکاران (Pang et al., 2013) با بررسی ماگماتیسم ائوسن- الیگوسن در پهنة سیستان و بلوک لوت، فرورانش را رو به باختر و به زیر بلوک لوت دانسته‌‌اند و رخداد این ماگماتیسم در خاور ایران را پیامد پدیدة نازک‌شدگی سنگ‌کرة ستبر پس از برخورد دو بلوک قاره‌ای یادشده عنوان کرده‌اند. به باور یوسف‏‌زاده و همکاران (Yousefzadeh et al., 2019) سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‌ژرف منطقة خوسف در باختر منطقه، سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط به بالا دارند و در محدودة کمان‏‌های آتشفشانی قاره‏‌ای وابسته به فرورانش جای می‌گیرند. فتوحی‏‌راد و همکاران (Fotoohi rad et al., 2022) سرشت سنگ‏‌های آتشفشانی شمال خور، در شمال‌باختری شهرستان خوسف (شمال لوت) را کالک‏‌آلکالن پر پتاسیم و به‌ندرت توله‌ایتی و مربوط به پهنه‏‌های فرورانش دانسته‌اند. منطقة آسفیچ با مختصات جغرافیایی ″14 ′31 °59 تا ″05 ′36 °59 طول خاوری ″28 ′32 °32 تا ″29 ′34° 32 عرض شمالی، در 40 کیلومتری جنوب‌باختری سربیشه جای دارد و شامل توالی ضخیمی از سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری ترشیری است که در برخی نقاط، با رسوب‌های جوان کواترنری پوشیده شده‏‌اند. این منطقه در نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 سربیشه (Nazari and Salamati, 1999) جای می‏‌گیرد. به باور تیرول و همکاران (Tirrul et al., 1983)، منطقة آسفیچ در جنوب‌باختری سربیشه، بخشی از مجموعه جوش‌خوردة سیستان و پیامد برخورد پهنة لوت با بلوک افغان است. همچنین، بر پایة نقشة تهیه‌شده به‌دست پانگ و همکاران (Pang et al., 2012) برای بخش‏‌هایی از پهنة سیستان و بلوک لوت، منطقة یادشده در حاشیة خاوری بلوک لوت و در مرز بلوک لوت و پهنة سیستان جای می‏‌گیرد (شکل 1). از آنجایی‌که با وجود گسترش بسیار و وجود ذخایر پرلیتی و بنتونیتی، تا کنون بررسی دقیق سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی روی سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری در منطقة یادشده انجام نشده است، به‌عنوان موضوع این پژوهش انتخاب شده‏‌اند.

 

 

شکل 1. موقعیت منطقة آسفیچ در مرز پهنة سیستان و بلوک لوت (Pang et al., 2012، بازرسم‌شده).

Figure 1. Location of Asfich area on the border of Sistan zone and Lut block (Pang et al., 2012, redrawn).

 

زمین‏‌شناسی منطقه‏‌ای

در این منطقه رخنمون‏‌های گسترده‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری شامل پیروکسن‏‌آندزیت، آندزیت- تراکی آندزیت، داسیت، ریوداسیت، ریولیت (پرلیت) و سنگ‏‌های آذرآواری مرتبط با آنها مانند توف، توف‌های جوش‌خورده (ایگنیمبریت) و آگلومرا دیده می‌شوند که در شمال و خاور آسفیچ و خاور روستای فال (در جنوب منطقه) روی پریدوتیت‏‌های سرپانتینی‌شده و گابرویِ افیولیت‏‌های کرتاسه در جنوب‌خاوری بیرجند جای گرفته‏‌اند (شکل 2).

 

 

شکل2. نقشة زمین‌شناسی منطقة آسفیچ (برگرفته از نقشة 1:100000 سربیشه؛ Nazari and Salamati, 1999)

Figure 2. Geological map of Asfich area (taken from the 1:100,000 map of Sarbisheh; Nazari and Salamati, 1999).

 

 

بر پایه بازدیدهای میدانی و با توجه به قرارگیری پیروکسن‏‌آندزیت روی دیگر واحدهای آتشفشانی و آذرآواری گمان می‌رود این واحد از دیگر واحدها جوان‏‌تر باشد (شکل 3-A). در بیشتر رخنمون‏‌ها، واحدهای گدازه‌ای به‌‏‌صورت متناوب با واحدهای آذرآواری دیده می‏‌شوند. واحد ریولیتی بیشتر در شمال و خاور روستای آسفیچ رخنمون دارد و بافت جریانی و رنگ صورتی مایل به خاکستری نشان می‌دهد. در زیر ریولیت‏‌ها، پرلیت به رنگ سیاه تا خاکستری دیده می‌شود. داسیت‏‌ها و ریوداسیت‏‌ها در بیشتر مناطق، گسترش دارند و رنگ خاکستری روشن تا تیره نشان می‌دهند. این سنگ‏‌ها در بسیاری بخش‌ها، شکستگی‏‌هایی دارند که با کانی‏‌های سیلیسی پر شده‌اند و به‌عنوان سنگ‏‌های نیمه‏‌قیمتی اهمیت دراند. آندزیت‏‌ها‏‌ بیشتر در بخش‏‌های خاوری روستای آسفیچ و در نزدیکی پیروکسن‏‌آندزیت و یا دیگر واحدهای گدازه‏‌ای و آذرآواری جای گرفته‏‌اند. این واحد به رنگ سیاه است و بیشتر ساخت توده‏‌ای دارد و بافت پورفیریتیک و گاهی حفره‏‌ای نشان می‌دهد.

 

 

شکل 3. A) نمایی از تناوب سنگ‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ (نگاه به شمال‌باختری)، B) ساخت‏‌ ستونی تکه‌تکه‌شده ناشی از تقاطع سیستم درزه‏‌های متقاطع در آندزیت (نگاه رو به باختر)، C) فرسایش پوسته پیازی در واحدهای آندزیتی (نگاه رو به جنوب).

Figure 3. A) A view of the alternation of the volcanic rocks in Asfich area (the northwest view), B) Columnar structure that is fragmented due to the intersection of the cross-joint system in andesite (westward view), C) Onion weathering in andesite units (southward view).

 

فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز در نمونه‌های دستی دیده می‌شوند. هنگامی‌که آندزیت‏‌ها به‌صورت جریان‏‌های گدازه وجود دارند، شکل شاخص آن‌ها به‌صورت گدازه‏‌ی بلوکی است. این جریان‏‌ها معمولاً ده‏‌ها متر ستبرا دارند و از بلوک‏‌های صافی از آندزیت به پهنای چند متر ساخته شده‌اند Blatt et al., 2006)). در بخش‏‌هایی از این گدازه‏‌ها ساخت‌های ستونی دیده می‏‌شود که به‌صورت بلوک‌های چندوجهی نامنظمی قطعه‌قطعه شده‌اند (شکل 3-B). این بلوک‌ها پیامد تقاطع درزه‌های انقباضی در پی انجماد گدازه‌ها و درزه‌های پدیدآمده از اعمال تنش‌های زمین‌ساختی است. آب‌های نافذ به‌تدریج سبب باز‌شدن شکاف‌ها و تجزیه به‌سوی مرکز قطعات می‏‌شود که فرسایش پوسته پیازی (شکل 3-C) یکی از پیامدهای آن است.

واحد پیروکسن‏‌آندزیت به رنگ سیاه است و ساخت توده‏‌ای و بافت آفانتیک و گاهی حفره‏‌ای دارد. همان‌گونه‌که گفته شد جای‌گیری این واحد روی دیگر واحدهای گدازه‏‌ای و آذرآواری در منطقه، گواهی بر جوان‏‌تر بودن آن نسبت به آنها است. واحدهای آذرآواری شامل توف، برش و آگلومرا با ترکیب اسیدی تا حد واسط (آندزیتی تا داسیتی و ریولیتی)، نیز گسترش چشمگیری دارند‏‌ و جای‌گیری آنها در میان گدازه‏‌ها نشان‏‌ از تناوب فوران‏‌ها دارد؛ به‌گونه‌ای‌که در هر فوران، پس از انفجار نخست پرتاب مواد آذرآواری و سپس خروج گدازه رخ داده است.

آگلومراها قطعات گردشده درشت آتشفشانی دارند و به رنگ‏‌های سیاه، خاکستری روشن و سرخ‌رنگ دیده می‏‌شوند. اندازة قطعات، از 1 سانتیمتر تا 1 متر در تغییر است و جنس آنها از حد واسط تا اسیدی تغییر می‏‌کند. قطعات درون برش‏‌ها همان ترکیب را دارند؛ اما زاویه‏‌دار هستند. حضور اکسیدهای آهن ثانویه رنگ‏‌های سرخ و قهوه‏‌ای را پدید آورده است؛ به‌گونه‌ای‌که نمونه‏‌های کمتر هوازده و روشن‏‌تر مقدار کمتری از این اکسیدها را دارند. توف‏‌ها بیشتر در خاور روستای آسفیچ و جنوب‌خاوری روستای فال رخنمون دارند و به رنگ‏‌های سفید و سرخ دیده می‏‌شوند. در برخی بخش‌ها، توف‏‌ها لایه‏‌بندی دارند و بسیار تکتونیزه شده‏‌اند. این امر رخداد پدیده‏‌های دگرسانی و پیدایش پهنه‏‌های بنتونیتی را تشدید کرده است (شکل 4). منطقة بررسی‌شده تحت‌تأثیر سرشاخه‏‌هایی از گسل نهبندان قرار دارد و عملکرد عوامل زمین‌ساختی در منطقه، گسل‏‌ها، چین‏‌ها و شبکه‏‌ای از شکستگی‏‌ها‏‌ را پدید آورده است.

 

 

شکل 4. بنتونیتی‌شدن زمینة توفی در آگلومراهای شمال منطقة آسفیچ (نگاه رو به جنوب‌خاوری).

Figure 4. Bentonitization of tuff matrix in the agglomerates of the north of Asfich area (view toward southeast).

روش انجام پژوهش

در راستای انجام این پژوهش، نخست بررسی‌های کتابخانه‏‌ای شامل گردآوری و بررسی نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی و توپوگرافی و بررسی‌های پیشین انجام شد. در گام بعد، در 10 روز، بررسی‌های صحرایی، تفکیک واحدهای گوناگون سنگی و نمونه‏‌برداری انجام شد و سپس شمار 90 مقطع نازک از سنگ‏‌های منطقه تهیه و ویژگی‌های کانی‌شناسی و بافتی آنها با میکروسکوپ پلاریزه نوع لایتز بررسی شد. آنگاه به تناسب تنوع و گسترش جغرافیایی واحدهای سنگی گوناگون، 9 نمونه دگرسان‌نشده یا کمتر دگرسان‌شده برگزیده شدند و برای انجام تجزیة شیمیایی با دستگاه ICP-ES برای عنصرهای اصلی و ICP-MS برای عنصرهای کمیاب به آزمایشگاه Acme کانادا (کد LF200) فرستاده شدند. همچنین، 2 نمونه نیز به آزمایشگاه کانساران بینالود فرستاده شد. برای ترسیم نمودارها، نرم‏‌افزارهای GCDKit، Excel (2007)، Corel و Minpet به‌کار برده شدند. برای به‌دست آوردن مقدار Fe2O3 و FeO که به مقدار حقیقی نزدیک‌تر باشد از نرم‌افزار Minpet به روش ایروین و باراگار (Irvine and Baragar, 1971) بهره گرفته شده است.

سنگ‏‌نگاری      

ریولیت

بافت رایج ریولیت‏‌ها پورفیریتیک و جریانی است که در آن، درشت‏‌بلورهای کوارتز و سانیدین در زمینه دانه‌ریزی از ریزبلورهای کوارتز، میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و سانیدین دیده می‏‌شوند. بافت پورفیریتیک نشان‌دهندة نبود تعادل در سیستم ماگمایی است و گویای آنست که به دنبال رخدادهای ناگهانی مانند کاهش فشار (شاید در پی بالاآمدن یکبارة ماگما) و کاهش دمایی بخشی و یا کامل ماگمای بجامانده، عمل تبلور در آن سیستم باز ایستاده است (Cobbing, 2000). برخی نمونه‏‌های ریولیتی زمینة شیشه‏‌ای و پرلیتی دارند. بر پایة زاویة خاموشی، ترکیب پلاژیوکلازها از نوع آلبیت تا الیگوکلاز است. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز ماکل پلی‏‌سینتیک و حاشیه‏‌های گرد‏‌شده دارند. بلورهای خرد‏‌شدة پیروکسن و ریزبلورهای اپاسیتة بیوتیت‏‌ از کانی‏‌های مافیک این سنگ‏‌ها هستند.

داسیت- ریوداسیت

بافت‏‌ رایج این سنگ‏‌ها پورفیریتیک با درشت بلورهای پلاژیوکلاز و کوارتز و خمیره‏‌ای میکروکریستالین و جریانی است. بر پایة زاویة خاموشی، ترکیب پلاژیوکلازها، آلبیت- الیگوکلاز به‌دست آمد. فنوکریست‏‌های کوارتز کناره‏‌های خلیجی (فرورفته) و گرد شده (شکل 5-A) دارند که به باور شیلی (Shelley, 1993)، شاید پیامد رشد غیرتعادلی یا تأثیر انحلالی ناشی از کاهش فشار در هنگام صعود ماگما به سطح زمین باشد. درشت‌بلورهای شکستة پیروکسن و بلورهای ریز بیوتیت با چندرنگی قهوه‌ای تیره به مقدار کم در سنگ دیده می‌شوند. زمینة سنگ از شیشه، تیغه‏‌های ریز سانیدین و میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز ساخته شده است نزدیک به 70 درصد سنگ را دربر می‌گیرند.

 

 

شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی از A) کوارتز با کناره‏‌های خلیجی در داسیت (در XPL)؛ B) بافت پرلیتی در ریولیت (در PPL).

Figure 5. Photomicrographs of A) Embayed shap quartz in the dacite (in XPL); B) Perlitic texture in the rhyolite (in PPL.(

 

پرلیت

این سنگ، بیشتر به‏‌صورت سنگی ترد و شکننده با رنگ سیاه تا خاکستری در منطقه برونزد دارد. به‌علت تراکم ناچیز، این سنگ به‌سادگی خرد می‌شود و به اجزای اسفروییدال هم‌مرکز تبدیل می‏‌شود. ترکیب این سنگ‏‌ها بیشتر ریولیتی، ریوداسیتی و داسیتی است. بافت‏‌‏‌های پورفیریتیک با زمینه شیشه‏‌ای، پرلیتی و شیشه‏‌ای جریانی از ویژگی‌های بارز این پرلیت‏‌ها هستند (شکل 5-B). این بافت به‌علت انقباض در هنگام سردشدن پدید می‌آید که در پی آن، شکل‌های کروی پیازی‌شکل با قطری نزدیک به میلیمتر تا سانتیمتر در پرلیت‏‌ها پدید می‏‌آید. به باور مک‌آرتور و همکاران (McArthur, et al., 1998) شکستگی‌های پرلیتی به دگرریختی‌های گرمایی در هنگام سرد شدن و انقباض شیشه نسبت داده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که شبکه‌ای از شکستگی‌ها در بخش بالایی سریع سردشدة توده پدیدار می‌شود. ‌وجود بافت پرلیتی و مقایسه مقدار عنصرهای اصلی نمونه‌های پرلیتی منطقه با نمونة شاخص، گویای کیفیت خوب و مشابهت آن با پرلیت‏‌های تجاری است. افزون‌براین، به‌علت مقدار بالای SiO2، پرلیت‏‌های یادشده می‏‌توانند به‌صورت خام در تهیة بلوک سبک بتونی به‌کار برده شوند؛ به ویژه که وزن مخصوص پرلیت‌های منطقه (49/2 – 19/2 = SG) با مقدار تعریف‌شده برای پرلیت همخوانی دارد.

آندزیت- تراکی‏‌آندزیت

سنگ‏‌های آندزیتی منطقه بافت پورفیریتیک (با زمینة میکرولیتی جریانی)، حفره‏‌ای و یا بادامکی، گلومروپورفیریتیک، پویی‏‌کیلیتیک و سری‏‌ایت دارند. درشت‏‌بلور اصلی این سنگ‏‌ها بلورهای پلاژیوکلاز و به مقدار کمتر کلینوپیروکسن است. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز گاهی منطقه‏‌بندی شیمیایی نشان می‏‌دهند (شکل 6-A). زمینة ریزدانه این سنگ‏‌ها نیز، بیشتر از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز ساخته شده است. بافت گلومروپورفیریتیک حاصل تجمع درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در زمینه‏‌ای متشکل از ریزبلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و کانی‏‌های کدر است (شکل 6-A). یکی دیگر از بافت‏‌های دیده‌شده در این سنگ‏‌ها بافت پویی‏‌کیلیتیک است که کلینوپیروکسن ریز و کشیده با پلاژیوکلاز دربر گرفته شده است که نشان از تبلور کلینوپیروکسن پیش از پلاژیوکلاز دارد (شکل 6-B).

 

 

 

شکل6. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از A) بافت گلومروپورفیریتیک و منطقه‏‌بندی شیمیایی پلاژیوکلازها در آندزیت ؛ B) بافت پویی‏‌کلیتیک در آندزیت، کلینوپیروکسن‏‌ها با پلاژیوکلاز در بر‏‌گرفته شده‏‌اند.

Figure 6. Photomicrographs (in XPL) of A) Glomeroporphyritic texture and chemical zoning of plagioclase in andesite; B) Poikilitic texture in andesite, clinopyroxenes are covered by plagioclase.

 

پلاژیوکلاز به دو صورت فنوکریست و میکرولیت در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شود و در برخی مقاطع نزدیک به 50 درصد حجم سنگ را دربر می‌گیرند. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز ماکل‏‌های پلی‏‌سینتتیک و کارلسباد، بافت غربالی و منطقه‏‌بندی‏‌شیمیایی دارند و اندازه آنها از 3/0 تا 2 میلیمتر است. بر پایة زاویة خاموشی‏‌ نوع آنها در بازة الیگوکلاز تا آندزین جای می‏‌گیرد. در پلاژیوکلازها کناره‏‌های گرد شده نیز دیده می‏‌شود (شکل 7- A). در هنگام رخداد فرایند تغذیه ماگمایی و با تغییر دمای ماگما، بلورهای پیشین تعادل خود را از دست می‏‌دهند و تا اندازه‌ای حل شده و با ماگمای جدید واکنش می‏‌دهند و کناره گرد شده پیدا می‏‌کنند. واکنش فقط در محل تماس فنوکریست و ماگما صورت می‏‌گیرد (Tsuchiyama., 1985; Shelly, 1993). آستانیسیک و همکاران (Ustunisik et al., 2014) پیدایش منطقه‌بندی را پیامد تغییرات ناگهانی در دما، فشار و یا در ترکیب ماگما می‌دانند. بافت غربالی در پی تغییرات حرارتی و شیمیایی مذابی که در تماس با بلور است، پدیدار می‌شود که احتمالاً پیامد انتقال بلور به بخش دیگری از ماگما، یا پیدایش جریان مذاب در میان بلورهایی که زودتر تشکیل شده‏‌اند و یا تفریق پیشرونده مذاب است (Reubi et al., 2002 ; Arvin et al., 2003). در برخی از بلورهای پلاژیوکلاز بخش‏‌های مرکزی و کناری بلور، سالم، اما بخش میانی آن بافت غربالی دارد. این نوع از بافت غربالی زمانی رخ می‏‌دهد که تعادل کانی با محیط در اثر اختلاط و یا افزایش فوگاسیتة اکسیژن، به‌هم خورده باشد و در پی آن، حاشیه آغاز به خورده‌شدن کرده باشد این حالت را (بافت غربالی) پیدا می‏‌کند؛ اما پیش از اینکه همة بلور بافت غربالی پیدا کند، شرایط تغییر کرده است و در اثر نفوذ ماگما در مرحلة پسین، در اطراف این بلور، حاشیه سالم پدید می‌آید (Meghan, 2006) (شکل 7-B).

پیروکسن از نوع اوژیت است و به‏‌صورت بلورهای ریز و کشیده و بی‏‌شکل در زمینة سنگ دیده می‌شود. بیشتر پیروکسن‌ها حاشیه‏‌های واجذبی دارند. این کانی‏‌ها تقریباً 10 درصد حجم فنوکریست‏‌ها را در برمی‏‌گیرد.

هورنبلند نیز به‏‌صورت سوزنی و بی شکل و بیشتر سوخته هستند و نزدیک به 10 درصد حجم سنگ را دربر می‌گیرند. حاشیة واکنشی آمفیبول‌ها برای پی‌بردن به حرک‌های ماگما پیش از فوران و به‌طور ویژه برای برآورد آهنگ (نرخ) بالاآمدگی ماگما به‌کار می‌رود (De Anjelis et al., 2015).

بیوتیت بیشتر به‏‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‏‌شکل و با حاشیه‌های سوخته و چندرنگی قوی دیده می‌شود و 5 تا 10 درصد حجم فنوکریست‏‌ها را دربر می‌گیرد. ناپایداری هورنبلند و بیوتیت و ایجاد حاشیه واجذبی پیرامون آنها و نیز خوردگی شدید کلینوپیروکسن و پیدایش کلینوپیروکسن‏‌های ریز در زمینه، از تغییرات حاصل از افت سریع فشار (Anderson, 1976) در منطقه هستند. در برخی نمونه‌ها پلاژیوکلاز و پیروکسن تنها سازنده‌های آندزیت هستند که به باور گیل (Gill, 1981) چنین سنگ‌هایی در فشارهای نزدیک سطح زمین پدید می‌آیند و به احتمال 2 درصد آب دارند و دمای پیدایش آنها در آشیانة ماگمایی برابر با 1000 تا 1100 درجة سانتیگراد بوده است.

کانی‏‌های کلریت، کربنات‏‌ها و کانی های کدر از کانی‏‌های دگرسانی موجود در آندزیت‏‌ها هستند. کلریت از دگرسانی آمفیبول، بیوتیت و پیروکسن پدید آمده است. جانشینی کلریت به‌جای بیوتیت نیازمند از دست‌دادن پتاسیم، کلسیم و سدیم است که با پیدایش مقداری اکسید آهن و کانی‌های کدر جبران می‌شود (Mehrban et al., 2007).

 

 

شکل 7 تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از A) بافت غربالی در حاشیة پلاژیوکلاز؛ (B بافت غربالی همگن و بافت غربالی درشت و حواشی گردشده در پلاژیوکلاز.

Figure 7. Photomicrographs (in XPL) of A) Sieve texture at the edge of plagioclase; B) Homogeneous sieve texture and coarse sieve texture and rounded edges in plagioclase.

 

 

 

تراکی‏‌آندزیت ترکیب کانی‏‌شناسی تقریباً مشابه آندزیت دارند؛ با این تفاوت که در این سنگ‏‌ها، بلورهای ریز پتاسیم‌فلدسپار در متن سنگ وجود دارد. همچنین، پیروکسن به‌مقدار کمتری نسبت به آندزیت‏‌ها دیده می‏‌شود. این پیروکسن‏‌ها به اپیدوت و اکسید‏‌آهن دگرسان شده‏‌اند. به‏‌طور کلی، می‏‌توان گفت این سنگ‏‌ها نسبت به آندزیت‏‌ها جدایش‌یافته‏‌تر هستند یا به گفتة دیگر با خروج پیروکسن از ماگما در مراحل آغازین تبلور، فراوانی این کانی در این سنگ‏‌ها کمتر است. در برخی از این سنگ‏‌ها حفره‌های کمابیش کشیده و بادامی‏‌شکلی دیده می‏‌شوند که این کشیدگی در پی جریان پیداکردن ماگما پیش از انجماد کامل و یا تحت‌تأثیر تنش‏‌های زمین‌ساختی هنگام پیدایش سنگ است. گاهی این حفره‌ها با کانی‏‌های ثانویه و کربنات پر شده‏‌اند.

پیروکسن آندزیت-آندزیت بازالتی

بافت رایج این سنگ‏‌ها پورفیریتیک با زمینة میکرولیتی و شیشه‏‌ای است. بافت‏‌های گلومروپورفیریتیک، پویی‏‌کیلیتیک و حفره‏‌ای نیز در آنها دیده می‏‌شوند. درشت بلورهای شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‏‌دار پلاژیوکلاز با اندازة 7/0 تا یک میلیمتر و با فراوانی نزدیک به 20 تا 30 درصد حجم فنوکریست‏‌ها هستند و با توجه به زاویة خاموشی (28 تا 36 درجه) از نوع آندزین به‌شمار می‌روند. میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و زمینة دانه‌ریز تا شیشه‏‌ای بقیة سنگ را شامل می‏‌شوند (شکل 8-A). پلاژیوکلاز به‌صورت درشت‏‌بلورهای بدون بافت غربالی و با بافت غربالی و نیز به‌صورت میکرولیت دیده می‌شوند (شکل‌های 8-A و 8-B). شیلی (Shelley, 1993) قرارگیری پلاژیوکلاز سالم و دگرسان‏‌شده در کنار هم را به دو نسل مربوط می‏‌داند: پلاژیوکلازهای با بافت غیر‏‌تعادلی (غربالی، منطقه‏‌بندی) و دگرسان‌شده پلاژیوکلازهای نسل نخست هستند که سریع‏‌تر از دیگر پلاژیوکلازها دگرسان شده‏‌اند. پلاژیوکلازهایی که سالم‏‌ مانده‌اند و به‌صورت درشت بلور یا میکرولیت در خمیره دیده می‏‌شوند به نسل دوم مربوط هستند. در نتیجه عملکرد محلول‌های گرمابی، پلاژیوکلازهای نسل نخست زودتر واکنش داده‌اند و دگرسان می‏‌شوند ‏‌و پلاژیوکلازهای نسل دوم به نسبت سالم می‏‌مانند (دگرسانی انتخابی) (Shelley, 1993). منطقه‏‌بندی شیمیایی نوسانی، بافت غربالی و خوردگی خلیجی در پلاژیوکلازها از نشانه‏‌های وجود شرایط نبود تعادل هنگام انجماد ماگماست و شاید در پی صعود سریع ماگما، افزایش فشار بخار آب، فرایندهای آلایش و هضم و کاهش فشار حاکم بر ماگما پدیدار شده‏‌اند (Zellmer et al., 2003). بافت غربالی درشت پیامد انحلال به‌دنبال تغییر فشار در ماگما زیر اشباع از H2O است (Renjith, 2014).

کلینوپیروکسن با فراوانی 10 تا 15 درصد کانی اصلی این سنگ‏‌ها به‌شمار آمده است و اندازة آن از 2 تا 4 میلیمتر در نوسان است. زاویة خاموشی آن 38 تا 43 درجه است و ازاین‌رو، از نوع اوژیت است و ماکل نواری دراد (شکل 8-B). برخی درشت بلورهای کلینوپیروکسن اثرات خوردگی خلیجی و حاشیه‏‌های نامنظم نشان می‏‌دهند، حاشیه‏‌های خورده شده نامنظم ممکن است پیامد کاهش سریع فشار (ذوب دوباره) در مجاری آتشفشانی باشد (Xio-Wei Li et al., 2013). ارتوپیروکسن نیز به مقدار کمتر از 5 درصدحجمی دیده می‏‌شود.

در طول یک سیستم آتشفشانی باز، محصولات حاصل از فوران، شامل مخلوطی از تجمع بلورهای بیگانه، بلورهای پیشین، فنوکریست‏‌ها و میکرولیت‏‌ها هستند (Jerram and Martin, 2008). انکلاوهای دیده‌شده در این سنگ‏‌ها شامل برونبوم‌هایی با ترکیب میکروگابرو هستند. این گابروها به‌همراه دیگر واحدهای آمیزة افیولیتی در زیر واحدهای آتشفشانی یاد شده جای گرفته‌اند (شکل 9).

 

 

 

 

شکل8. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از A) پیروکسن با ماکل نواری در پیروکسن آندزیت؛ B) حضور پلاژیوکلازهای دگرسان و نادگرسان در کنار هم در پیروکسن‏‌آندزیت.

Figure 8. Photomicrographs (in XPL) of A) Banded twinning pyroxene in the pyroxene andesite; B) Presence of altered and none altered plagioclase together in the pyroxene-andite.

 

 

شکل 9. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از برونبوم میکروگابرویی درون پیروکسن‌‏‌آندزیت.

Figure 9. Photomicrographs (in XPL) of microgabbroic xenolith in the pyroxene andesite.

نهشته‏‌های آذرآواری منطقه از نوع توف، آگلومرا و برش هستند و بیشترشان ترکیب حد واسط تا اسیدی (آندزیتی و داسیتی) دارند. میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و بقایایی از کانی‏‌های فرومنیزین اپاسیتی‏‌شده مانند هورنبلند و بیوتیت در این توف‏‌ها دیده می‏‌شوند. از دگرسانی‏‌های دیده‌شده در این سنگ‏‌ها می‏‌توان اکسیدشدن و کلریتی‏‌شدن بیوتیت و آمفیبول و دگرسانی پروپلیتیک را نام برد که پیدایش اپیدوت و کلریت و اپیدوت در برخی از این توف‌ها را به‌دنبال داشته است،. توف‏‌های ریولیتی جوش‏‌خوردة شمال آسفیچ از نوع بلورین هستند و افزون‌بر زمینة دانه‏‌ریز، درشت‏‌بلورهایی از پلاژیوکلاز و کوارتز نیز دارند (شکل 10).

 

شکل 10. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از درشت بلورهای پلاژیوکلاز و کوارتز در توف‏‌های جوش‏‌خوردة ریولیتی (ایگنیمبریت) در شمال آسفیچ  .

Figure 10. Photomicrographs (in XPL) of plagioclase and quartz phonocrysts in the rhyolitic welded tuffs (ignimbrite) in the north of Asfich.

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ در جدول 1 آورده شده‌اند. در نمودار مجموع آلکالی در برابر سیلیس، نمونه‏‌ها در محدوده آندزیت، داسیت و ریولیت جای می‏‌گیرند (شکل 8-A). با توجه به‌وجود دگرسانی اندک در برخی نمونه‏‌ها، برای نامگذاری زمین‌شیمیایی سنگ‏‌ها، نمودارهای از عنصرهای نامتحرک نیز بهره گرفته شده است. در این راستا، در نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2، نمونه‏‌ها در بازة ترکیبی آندزیت، تراکی‌آندزیت، داسیت، ریوداسیت و ریولیت جای گرفته‌اند و سرشت ساب‌آلکالن نشان می‏‌دهند (شکل 11-B). در نمودار سه‌تایی Na2O+K2O-MgO-FeO* (نمودار AFM) که برای تشخیص سری‏‌های ماگمایی و تحولات آنها، سری ساب‌آلکالن به دو سری جداگانه توله‌ایتی و کالک‏‌آلکالن تفکیک می‏‌شود (Irvine and Baragar, 1971). در این نمودار نمونه‏‌ها در بازة ترکیبی کالک‌‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 11-C).

 

جدول 1. داده‌های شیمیایی به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی نمونه‏‌های منطقة آسفیچ.

Table 1. The chemical analysis data of samples from Asfich area.

Rock type

Rhyolite

Rhyolite (Perlite)

Dacite

Trachy- andesite

Andesite

Bentonite

Sample No.

 

15A

80A

35A

107A

77A

27A

75A

54A

31A

31

1.4

Sample location

X

59º3234

59º3235

59º353

59º358

59º3301

59º3214

59º3213

59º3238

59º3418

59º3233

59º3234

Y

0.634 º32

5933 º32

1133 º32

5630 º32

9 33 º32

1432 º32

5932 º32

4531 º32

2133 º32

5733 º32

5833 º32

SiO2

75.20

71.51

67.30

64.10

65.71

63.14

66.25

63.11

62.08

62.75

53.68

TiO2

0.05

0.05

0.51

0.91

0.49

0.64

0.51

0.88

0.78

0.284

0.489

Al2O3

12.83

13.16

15.00

16.57

14.94

15.44

15.35

15.75

15.65

12.63

12.86

Fe2O3

1.62

1.66

3.76

3.76

3.76

4.38

3.64

4.93

4.70

5.32

6.58

MnO

0.03

0.03

0.07

0.03

0.07

0.07

0.04

0.08

0.08

0.036

0.043

MgO

0.10

0.08

1.00

1.00

2.38

3.18

1.36

2.09

3.25

2.31

2.32

CaO

0.82

0.80

3.32

3.92

3.89

4.92

3.77

4.22

3.89

3.32

3.49

Na2O

3.52

2.56

3.59

3.91

3.65

3.27

3.44

3.68

3.34

0.68

0.44

K2O

4.71

5.52

3.18

3.67

3.67

2.27

3.31

3.39

2.86

0.46

0.44

P2O5

0.01

0.01>

0.16

0.25

0.14

0.19

0.14

0.24

0.20

1.019

0.064

LOI

1.1

4.6

1.9

1.7

2.1

1.7

2.0

1.4

1.6

11.86

19.43

Total

99.96

99.95

99.81

99.81

99.82

99.77

99.83

99.80

99.79

99.69

99.66

Ba

27

26

777

537

452

575

469

521

505

-

-

Be

6

3

2

2

5

3

2

2

˂1

-

-

Rb

193.6

213.0

97.9

107.9

130.4

94.6

124.8

105.5

96.8

-

-

Ta

2.2

2.2

0.9

1.1

1.3

0.9

1.6

1.1

0.7

-

-

Sr

23.8

19.9

294.4

375.3

485.5

349.2

294.3

360.1

284.5

-

-

Y

26.0

30.2

17.0

21.9

18.8

16.9

17.5

20.8

17.3

-

-

Zr

90.1

84.3

84.5

220.4

185.3

88.5

81.2

97.2

90.9

-

-

Nb

24.8

20.6

10.5

14.8

14.4

10.7

14.1

15.0

10.9

-

-

Th

24.8

26.4

16.3

15.7

17.4

14.4

16.7

15.0

12.8

-

-

Ga

18.0

18.7

14.1

16.9

16.2

15.0

16.7

15.6

15.0

-

-

Ni

20>

20>

33

20

33

46

41

24

47

-

-

Sc

2

2

7

10

9

10

9

9

12

-

-

V

8>

8>

44

61

62

84

58

62

84

-

-

 

 

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Rock type

Rhyolite

Rhyolite (Perlite)

Dacite

Trachy- andesite

Andesite

Bentonite

Sample No.

15A

80A

35A

107A

77A

27A

75A

54A

31A

31

1.4

Sample location

X

59º3234

59º3235

59º353

59º358

59º3301

59º3214

59º3213

59º3238

59º3418

59º3233

59º3234

Y

0.634 º32

5933 º32

1133 º32

5630 º32

9 33 º32

1432 º32

5932 º32

4531 º32

2133 º32

5733 º32

5833 º32

Hf

2.4

2.4

2.3

5.3

4.2

2.6

2.3

2.7

2.6

-

-

Cs

15.3

23.8

3.8

4.8

9.3

5.0

9.8

5.2

1/4

-

-

Co

0.6

0.5

11.3

6.5

10.0

13.1

9.0

11.6

14.9

-

-

W

0.5<

0.5<

0.5<

0.5<

0.5<

0.5<

0.5<

0.6

0.5<

-

-

U

5.3

6.1

3.2

3.3

3.7

3.9

3.7

3.2

2.9

-

-

Sn

8

9

2

3

4

1

4

2

2

-

-

La

19.5

22.0

35.8

36.0

29.4

31.3

31.9

35.5

28.0

-

-

Ce

38.9

41.9

57.7

63.8

50.9

51.9

54.0

63.4

48.0

-

-

Pr

4.35

4.64

6.48

7.23

5.56

5.59

5.67

6.80

5.46

-

-

Nd

15.2

17.3

23.2

25.9

18.4

21.1

21.0

24.3

20.1

-

-

Sm

3.73

4.02

4.16

4.71

3.83

3.47

3.77

4.75

3.69

-

-

Eu

0.16

0.17

0.93

1.06

0.82

0.86

0.84

1.02

0.95

-

-

Gd

3.86

4.37

3.92

4.55

3.59

3.49

3.71

4.38

3.46

-

-

Tb

0.72

0.85

0.57

0.71

0.61

0.53

0.58

0.68

0.55

-

-

Dy

4.40

4.83

3.32

3.98

3.39

2.85

3.24

3.73

3.01

-

-

Ho

0.95

1.05

0.64

0.81

0.62

0.64

0.61

0.81

0.62

-

-

Er

2.96

3.23

1.90

2.19

1.87

1.86

1.67

1.98

1.91

-

-

Tm

0.15

0.16

0.28

0.11

0.11

0.15

0.12

0.14

0.14

-

-

Yb

3.05

3.15

1.69

2.15

1.70

1.62

1.57

2.09

1.83

-

-

Lu

0.43

0.47

0.27

0.33

0.25

0.25

0.25

0.33

0.28

-

-

Nb/Zr

5.18

5.41

18.41

10.17

10.61

16.19

11.01

16.26

15.66

-

-

 

 

همان‌گونه‌که در بیشتر نمودارهای دیده می‌شود، جایگاه ریولیت‌ها نسبت به داسیت‌ها و به‌ویژه آندزیت‌ها کمی متمایز است. عدد منیزیم (MgO/(MgO+Fe2O3+FeO)) این سنگ‌ها هم تا اندازه‌ای این ویژگی را نشان می‌دهد. عدد منیزیم ریولیت‌های منطقه برابر با 6-4 و داسیت‌ها برابر با 21 و آندزیت‌ها و تراکی‌آندزیت‌ها برابر با 42-39 است. به باور ژنگ و همکاران (Geng et al., 2009)، مذاب‌های با خاستگاه پوستة زیرین، جدای از درجة ذوب‌بخشی، با عدد منیزیم کم (کمتر از 40) شناخته می‌شوند؛ اما مذاب‌های با عدد منیزیم بیشتر از 40 از سازنده‌های گوشته‌ای تشکیل شده‌اند.

در بررسی الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای نمونه‏‌های آسفیچ، عنصرهای Eu، Nb، Ba و Ti آنومالی منفی و عنصرهای K، U، Th، Cs،Zr و Sr (مگر یک نمونه) غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل 12-A).

برپایة نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت‏‌ (Boynton, 1984)، عنصرهای کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای کمیاب سنگین (HREE) غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 12-B). این ویژگی می‌تواند گویای گارنت‌داربودن سنگ خاستگاه باشد (Schandle and Corton, 2002).

 

 

 

شکل 11. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ روی A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971).

Figure 11. Composition of the volcanic rocks from Asfich area on A) SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Cox et al., 1979); B) Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977); C) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971).

 

بر پایة شکل 12-A این سنگ‏‌ها غنی‏‌شدگی ازLREE در برابر HREE نشان می‌دهند. این غنی‏‌شدگی به‌همراه مقادیر کمTiO2 ، Zr و Nb در نمونه‏‌ها، وابستگی این سنگ‏‌ها به سری ماگمایی کالک‌آلکالن را نشان می‏‌دهد (Machado et al., 2005). آنومالی منفی Nb در همة نمونه‏‌ها دیده می‏‌شود که به باور رولینسون (Rollinson, 1993)، شاخص سنگ‏‌های قاره‏‌ای است و می‏‌تواند نشان‌‏‌دهندة شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی باشد. همچنین، به باور وانگ (Wang, 2004)، غنی‌شدگی Cs نشانة آلایش ماگمایی با مواد پوسته‌ای است. علت این امر، تمرکز بالای این عنصر در پوستة قاره‏‌ای و توقف ماگمای سازندة سنگ‏‌ها، حتی برای مدتی کوتاه، در پوستة قاره‏‌ای زیرین، به‌همراه نفوذ سیال‌های پوسته‏‌ای به درون ماگما و یا هضم مواد پوسته‏‌ای درون ماگما در هنگام صعود است. پیدایش آنومالی منفی Eu در نمونه‌ها می‌تواند پیامد جدایش پلاژیوکلاز از مذاب یا به‌جا‌ماندن آن در سنگ خاستگاه باشد (Girardi et al., 2012) (شکل 12-B). ریولیت‏‌ها در مقایسه با داسیت‏‌ها و آندزیت‏‌ها تهی‏‌شدگی بیشتری در Ba، Sr، P و Ti دارند. آنومالی منفی Ba در فازهای اسیدی می‏‌تواند نشان‌دهندة جدایش فلدسپارها و یا نقش پوستة قاره‏‌ای بالایی در فرایندهای ماگمایی باشد (Arsalan and Aslan, 2006). تهی‏‌شدگی بارز P و Ti در ریولیت‏‌ها به جدایش آپاتیت و تیتانومگنتیت و غنی‏‌شدگی Th و U در این سنگ‏‌ها به آلودگی‏‌‏‌ پوسته‏‌ای و یا ویژگی‌های خاستگاه وابسته است (Gencalioglu and Geneli, 2010). زیرکنیم (Zr) که یکی از عنصرهای گروه عنصرهای HFS (کاتیون‏‌های کوچک با بار فراوان و پتانسیل یونی بالا) است نیز کمی غنی‏‌شدگی نشان می‌دهد؛ زیرا این عنصر بار و شعاع یونی بالایی دارد و ازاین‌رو، کمتر وارد کانی‏‌های سنگ‏‌ساز و رایج می‏‌شود. Zr در آغاز به ورود در ساختار کانی زیرکن گرایش دارد؛ اما با نبود زیرکن، عنصر زیرکنیم وارد آمفیبول می‏‌شود (Rollinson, 1993). همچنین، این عنصر به مقدار کم جانشین Ti در شبکه اسفن و روتیل نیز می‌شود.

 

شکل 12. (A الگوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ در نمودار بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ بویتون (Boynton, 1984) برای کندریت؛ B) الگوی عنصرهای کمیاب بهنجار شده به ترکیب پیشنهادیِ سان و مک دوناف (Sun and McDonough, 1989) برای گوشتة اولیه.

Figure 12. A) Chondrite-normalized rare earth element pattern of volcanic rocks of the Asfich region (Normalization values from Boynton, 1984); B) Primitive mantle-normalized trace element pattern (Normalization values from Sun and McDonough, 1989).

 

بحث

بحث درباره سنگ‌های آتشفشانی ترشیری منطقه در دو بخش شامل جایگاه زمین‌ساختی و خاستگاه ارائه می‌شود:

جایگاه زمین‏‌ساختی

بهترین عنصرها برای استنتاج جایگاه زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های قدیمی، عنصرهای نامتحرک هستند (Blatt et al., 2006). نمودارهای تشخیص به‌تنهایی نمی‌توانند به‌طور قطعی یک محیط زمین‌ساختی را تایید کنند، بلکه باید از آنها تنها برای وابستگی به آن محیط‌ها بهره برد (Rollinson, 1993). ازاین‌رو، در این پژوهش، از نمودارهای فراوانی عنصرهای کمیاب کم‏‌تحرک در برابر فرایندهای دگرسانی و نیز عنصرهای اصلی بهره گرفته شده است. در نمودارهای Yb در برابر Th/Ta (شکل 13-A) و Ta در برابر Th (شکل 13-B)، همة نمونه‏‌ها در گسترة حاشیة فعال قاره‏‌ای و روند غنی‏‌شدگی از Th و موازی روند گدازه‏‌هایی از پهنه‌های فرورانش جای گرفته‌اند. در نمودار تغییرات Th/Yb در برابر La/Yb نیز سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه در محدودة کمان حاشیة فعال قاره‏‌ای جای می‌گیرند (شکل 13-C). تامپسون و فولر (Thompson and Fowler, 1986) بر پایة نسبت Zr در برابر Nb محدوده‌های فرورانش و کافتی را از یکدیگر جدا کردند. سنگ‏‌هایی که مقدار Nb آنها از ppm 50 کمتر است مستقیم یا نامستقیم با فرورانش مرتبط هستند. ازاین‌رو، نمونه‏‌های بررسی‌شده با مقدار میانگین Nb برابر با ppm71/1، در محدودة مرتبط با فرورانش و پسا‏‌برخوردی جای دارند (شکل 13-D). بر پایة نسبت Zr/Nb نیز می‏‌توان مناطق مرتبط با پهنه‌های فرورانش و کوهزایی را از پهنه‌های غیر کوهزایی جدا کرد. اگر این نسبت از 10 بیشتر باشد نشان‌دهندة ماگماتیسم مرتبط با یک خاستگاه تغییریافته با فرورانش است و اگر از 10 کمتر باشد با یک منبع غیر کوهزایی مرتبط است (Sommer, 2006). میانگین این نسبت در سنگ‏‌های منطقه آسفیچ برابر با 87/12 است. پس خاستگاهی مرتبط با فرورانش و یا کوهزایی برای آن برآورد می‌شود.

 

 

شکل 13. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ روی A) نمودار Yb در برابر Th/Ta؛ B) نمودار Ta در برابر Th (Schandle and Gorton, 2002)؛ C) نمودار Th/Yb در برابر La/Yb (Condi, 1986)؛ D) نمودار Zr در برابر Nb (Thompson and Fowler, 1986).

Figure 13. Composition of the volcanic rocks from Asfich area on A) Yb versus Th/Ta diagram; B) Ta versus Th diagram (Schandle and Gorton, 2002), C) Th/Yb versus La/Yb diagram (Condi, 1986); D) Zr versus Nb diagram (Thompson and Fowler, 1986).

 

 

خاستگاه

در الگو‏‌سازی Y/Rb (بردار جدایشی رایلی) که برای بررسی تبلور ماگما در شرایط آبدار و بدون آب پایه‏‌ریزی شده است (Keskin et al., 1988)، مقدار متغیر Y در برابر Rb روی نمودار لگاریتمی نشان داده شده است (شکل 14). در این نمودار، همچنین، بردارهای نظری جدایش بخشی رایلی با این فرض رسم شده اند که اگر 50 درصد از ماگمای مادر متبلور شود، ترکیب فازی نشان داده شده (از 1 تا 9) پدید می‏‌آیند. در اینجا ایتریوم به‌عنوان شاخص جدایش به‌کار برده شده است؛ زیرا نه‌تنها این عنصر، در ماگماهای اسیدی، بلکه هنگام جدایش بخشی نیز بسیار ناسازگار رفتار می‏‌کند. در این نوع نمودار، ترکیب اولیه در هر نقطه‏‌ای می‏‌تواند جای داشته باشد. پس آرایش کلی بردارها را می‏‌توان به‌گونه‏‌ای جابه‏‌جا کرد که با داده‏‌ها همخوانی داشته باشند. از شکل 14 می‏‌توان دریافت اگر شیب کلی داده‏‌ها افقی تا مثبت باشد، ماگمای اولیه تحت‌تأثیر جدایش بخشی بدون آب بوده است و کانی‏‌هایی مانند پلاژیوکلاز، الیوین، اوژیت و مگنتیت (POAM) از آن متبلور شده‏‌اند.

 

شکل 14. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ روی نمودار Y/Rb که نشان‏‌دهندة بردارهای جدایشی رایلی است (Keskin et al., 1998).

Figure 14. Composition of the volcanic rocks from Asfich area on the Rb versus Y diagram, which represents Rayleigh's separation vectors (Keskin et al., 1998).

از آنجایی‌که عنصر ایتریوم در طی جدایش، ناسازگار رفتار کرده و نمی‏‌تواند وارد کانی‏‌های بدون آب شود. پس فراوانی آن کم‌کم افزایش می‏‌یابد؛ اما اگر هنگام جدایش، کانی آبداری مانند آمفیبول و یا گارنت متبلور شود، عنصر ایتریوم را جذب می‌کند و مقدار این عنصر در ماگمای پسمانده کاهش چشمگیری خواهد داشت (Pearce et al., 1990). این پدیده در نمودار شکل 14 با شیبی منفی تا عمودی نمایان خواهد شد. داده‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های منطقة آسفیچ نشان می‏‌دهند روند تغییرات Y/Rb در این سنگ‏‌ها شیب مثبت دارد. پس جدایش بخشی در آن‌ها با تبلور پلاژیوکلاز و آمفیبول یا پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن همراه بوده است.

غنی‌شدگی بیشتر عنصرهای کمیاب ناسازگار در سنگ‌های داسیتی و ریولیتی می‏‌تواند، بازتابی از اثرهای توأم جداشدن از خاستگاه گوشتة غنی‌شده و آلایش پوسته‏‌ای باشد (Wilson, 1989). تغییرات نسبت‌های Th/Yb وTa/Yb نشان‌دهندة تغییرات در خاستگاه است. ناهمنگنی خاستگاه، مقدار Ta و Th را به‌طور یکسان تحت‌تأثیر قرار می‌دهد و ترکیب گوشته نسبت به گوشتة اولیه در راستای یک شیب واحد به‌سوی نسبت‏‌های بالاتر یا کمتر Th/Yb و Ta/Yb جابه‏‌جا می‏‌شود (Aldanmaz et al., 2000). همان‏‌گونه‌که دیده می‏‌شود، نسبت Th/Yb برای نمونه‏‌های منطقة آسفیچ نسبت به گوشته، بیشتر است و این تغییر ترکیبی به فرایندهای وابسته به فرورانش نسبت داده می‌شود (Helvaci et al., 2009). بیشتر ماگماهای کمان، در اثر ذوب‌بخشی در گوۀ گوشته‏‌ای وابسته به فرورانش به‌علت افزوده‌شدن اجزای متاسوماتیک آزاد‌شده از سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده پدید می‏‌آیند. شاره‏‌های متاسوماتیک چه‌بسا شامل سیال آبدار (فوق بحرانی) یا مذاب‏‌های بخشی اولیه پدیدآمده از ذوب رسوب‌ها و یا پوستة بازالتی فرورونده به گوۀ ‏‌گوشته‏‌ای بوده‌اند که با کاهش دمای سالیدوس گوشته موجب ماگما تولید شده‌اند (شکل 15) (Harangi et al, 2007; Hoang et al, 2001).

 

 

 

 

شکل 15. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ در نمودارهای Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983; Siddiqui et al., 2007).

Figure 15. Composition of the volcanic rocks from Asfich area on the Ta/Yb versus Th/Yb diagrams (Pearce, 1983; Siddiqui et al., 2007).

 

 

 

شکل 16. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ در نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (Edwards et al., 1991).

Figure 16. Composition of the volcanic rocks from Asfich area on the diagram of Nb/Y versus Rb/Y (Edwards et al., 1991).

برپایة نمودار Al2O3/Fe2O3+ MgO+ TiO2 در برابر Al2O3+ Fe2O3+ MgO+ TiO2 (Geng et al., 2009)، مذاب‌هایی که در شرایط فشار بالا پدید آمده‏‌اند نسبت‏‌های بالاتری از Al2O3/Fe2O3+ MgO+ TiO2 دارند؛ اما مذاب‏‌های حاصل از برهم‏‌کنش گوشته- سنگ‏‌کره بین فشارهای بالا و کم قرار می‏‌گیرند. سنگ‏‌های منطقة یادشده، مقادیر متوسطی از نسبت یادشده را دارند (4/3- 79/1) و در بازة منحنی‏‌های فشار بالا و فشار کم جای می‌گیرند که می‏‌تواند گواه برهم‏‌کنش گوشته- سنگ‏‌کره در هنگام پیدایش آنها باشد (شکل 18). آندزیت‏‌ها و سنگ‏‌های درونی وابسته به آنها، اطلاعاتی دربارة برهم‌کنش گوشته و پوسته فراهم می‏کنند (Terentieve et al., 2016).

 

شکل 17. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ روی نمودار Zr در برابر Th/Nb (Nicole and Saccai, 2003).

Figure 17 . Composition of the volcanic rocks from Asfich area of Zr versus Th/Nb (Nicole and Saccai, 2003).

یک روش سودمند برای پی‌بردن به الگوی ذوب، کاربرد نسبت MREE/HREE در برابر LREE/HREE (برای نمونه: نسبت Dy/Yb در برابر La/Yb) است که برای تمایز خاستگاه ذوب گارنت لرزولیت یا اسپینل لرزولیت به‌کار می‏‌رود. این نمودار به‌صورت ویژه برای شناخت مذاب‏‌های اسپینل و گارنت کارآمد است (Thirwall et al., 1994). مذاب‏‌های پدیدآمده در رخسارة اسپینل، تغییرات کمی از نسبت Dy/Yb نسبت به منبع گوشته‏‌ای و نیز تغییرات کمی از Dy/Yb در برابر La/Yb نشان می‏‌دهند. در برابر آن، مذاب‏‌های پدیدآمده در رخسارة گارنت تغییرات بالایی در نسبت‏‌ Dy/Yb به نمایش می‏‌گذارند. نمودار Dy/Yb در برابر La/Yb (شکل 19) خاستگاه ذوب بخشی اسپینل لرزولیت را برای نمونه‏‌های منطقة آسفیچ نشان می‏‌دهد. همچنین، بر پایة نمودار دوتایی Dy در برابر Dy/Yb و با توجه به دو مجموعه کانی‌شناسی متفاوت گوشته شامل رخسارة گارنت لرزولیت و رخسارة اسپینل لرزولیت فلوگوپیت‏‌دار (McDonough and Sun, 1995)، خاستگاه سنگ‏‌های یادشده در محدودة رخسارة اسپینل لرزولیت فلوگوپیت‏‌دار غنی‌شده برآورد می‌شود.

شکل 18. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ روی نمودار Al2O3 + Fe2O3 + MgO + TiO2 در برابر Al2O3/Fe2O3 + MgO + TiO2 (Geng et al., 2009).

Figure 18. Composition of the volcanic rocks from Asfich area on the diagram of Al2O3 + Fe2O3 + MgO + TiO2 versus Al2O3/Fe2O3 + MgO + TiO2 (Geng et al., 2009).

 

 

 

شکل 19. جایگاه تکتونوماگمایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آسفیچ روی A) نمودار La/Yb در برابر Dy/Yb (Thirlwall et al., 1994)، B) نمودار دوتایی Dy در برابر Dy/Yb (McDonough and Sun, 1995).

Figure 19. The tectonomagmatic setting of volcanic rocks from Asfich area on A) La/Yb versus Dy/Yb diagrams (Thirlwall et al., 1994), B) Dy/Yb versus Dy binary diagram (McDonough and Sun, 1995).

 

با توجه به شواهد صحرایی از جمله قرارگیری سنگ‌های آتشفشانی مورد بررسی در محدوده بین پهنه جوش خورده سیستان (در خاور) و بلوک لوت (در باختر) و افزایش گسترش آن‌ها به سمت باختر (بلوک لوت)، پراکندگی برونزدهای آنها، نیز نبود روند مشخصی برای این سنگ‌ها، تاخیر زمانی میان پایان فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی تتیس جوان در خاور ایران (که به باور فتوحی‌راد (Fotoohi Rad, 2004) در کرتاسة پسین رخ داده است و ولکانیسم کالک‌آلکالن منطقه که به باور پانگ و همکاران (Pang et al., 2013) در ائوسن پایانی تا الیگوسن پایانی و به باور یوسف‌زاده و سبزه‌ای (Yousefzadeh and Sabzehei, 2012b) در ائوسن – الیگوسن (آتشفشانی‌های خاور خوسف) رخ داده است) و نیز برپایة شواهد کانی‌شناختی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی گمان می‌رود جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی یادشده که سرشت کالک‌آلکالن دارند، حاشیة فعال قاره‌ای و مرتبط با مراحل پایانی فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی تتیس جوان 2 به زیر بلوک لوت و به‌ویژه نازک‌شدگی سنگ‌کرة ستبر پس از برخورد بلوک افغان و بلوک لوت ‌باشد. دربارة خاستگاه ماگما نیز ذوب‌بخشی گوۀ گوشته‌ای با ترکیب اسپینل لرزولیت فلوگوپیت‌دار به‌علت افزوده‌شدن اجزای متاسوماتیک آزادشده از سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة در پایان فرورانش و نازک‌شدگی سنگ‌کرة ستبر در مرحلة پس از برخورد قاره‌ای برای نمونه‏‌های منطقة آسفیچ محتمل است. شواهد زمین‌شیمیایی غنی‌شدگی‌ ماگما با مواد پوسته‌ای را نیز نشان می‌دهند.

دگرسانی

در میان دگرسانی‏‌های یادشده در بخش سنگ‏‌نگاری، دگرسانی نوع آرژیلیک که در پی هیدرولیز شدید سیلیکات‏‌های آلومینیوم رخ داده است بیشترین گسترش را دارد. حجم بالای سنگ‏‌های آتشفشانی حد واسط تا اسیدی ائوسن و الیگوسن و دگرریختی‏‌های زمین‌ساختی در منطقه، رخداد دگرسانی آرژیلیک و پیدایش کانی‏‌های رسی به‌ویژه در سنگ‏‌های آذرآواری را به‌دنبال داشته است. همان‌گونه‌که در بخش سنگ‏‌نگاری گفته شد کانی‏‌های سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی در اسیدی‏‌ها، پتاسیم و سدیم فلدسپار و در سنگ‏‌های حد واسط، پلاژیوکلازهای کلسیم- سدیم‏‌دار هستند. تجزیة پتاسیم فلدسپار به کائولینیت با رابطة زیر نشان داده می‏‌شود:

2KAlSi3O8+ 2CO2 + 3H2O‏‌ → Al2Si2O5(OH)4 + 2K++ 2HCO3- + 4SiO2

در این واکنش مقداری آب به‌صورت OH وارد ساختمان کائولینیت می‏‌شود و مقداری از سیلیکا و همة پتاسیم وارد محلول می‏‌شود؛ اما در برخی شرایط همة پتاسیم وارد محلول نمی‏‌شود که در چنین شرایطی ایلیت پدید می‌آید:

3KAlSi3O8 + 2CO2 + 2H2O → KAl2(Al,Si3)O10 + 2K+ + 6SiO2 (aq) + 2HCO3-

به‌طور کلی، کانی‏‌های فرومنیزین و پلاژیوکلازهای کلسیم - سدیم‏‌دار نخست با مونت‏‌موریلونیت و پتاسیم فلدسپار با ایلیت یا کائولینیت جایگزین می‏‌شود. هم مونت‏‌موریلونیت و هم ایلیت کاتیون‏‌های محلول دارند؛ اما کائولینیت فرم ساده‏‌تری دارد. پس چنانچه هوازدگی برای درازمدت ادامه یابد تا آنکه یون‏‌های محلول در مونت‏‌موریلونیت و ایلیت از آنها رها شوند، این دو کانی با کائولینیت جایگزین خواهند شد (Shahabpour, 2001). بنتونیت‏‌ها به دو شیوة گرمابی و رسوبی پدید آمده‌اند:

1- ذخایر بنتونیت گرمابی: این ذخایر کوچک هستند و در شرایط خاص ترکیب محلول گرمابی تشکیل می‏‌شوند. ویژگی‌های محلول برای پیدایش اسمکتیت عبارتند از:

الف) سیلیس باید بیشتر از حد اشباع کوارتز باشد؛

ب) دمای محلول بالا باشد. سنگ مادر مناسب، توف‏‌های داسیتی، تراکیتی و ریولیتی از K و Ca غنی هستند.

2- ذخایر بنتونیت رسوبی: مهم‌ترین ذخایر بنتونیت دنیا از نوع رسوبی هستند. هنگامی‌که خاکستر آتشفشان‏‌های اسیدی - حد واسط در محیط‏‌های دریاچه‏‌ای‏‌ قلیایی برجای گذاشته می‏‌شوند، افزون‌بر واکنش با آب اسمکتیت و دیگر کانی‏‌ها را پدید می‏‌آورند. بیشتر بنتونیت‏‌های رسوبی به سن دوران سوم زمین‏‌شناسی هستند. اسمکتیت با افزایش دما و فشار با ایلیت جایگزین می‏‌شود. در شرایط افزایش ژرفا (افزایش دما) نخست اسمکتیت سنگ‏‌های رسوبی بنتونیت‌دار با اسمکتیت-ایلیت جایگزین می‏‌شود. در ژرفای نزدیک به 3700 متر نزدیک به 80 درصد اسمکتیت را ایلیت تشکیل می‏‌دهد. نبود گزارش بنتونیت از پالئوزوییک می‏‌تواند پیامد جایگزینی آن با ایلیت باشد (Karimpour, 1999). معمولاً پیدایش کانی‌های رسی از سنگ‏‌های آتشفشانی در اثر هوازدگی، دیاژنز دفنی، دگرگونی همبری، تبلور فاز گازی، فعالیت‏‌های گرمابی، خروج آب‏‌های زیر زمینی و ته‏‌نشست در دریاچه‏‌های قلیایی و ژرفای دریا روی می‌دهد (Cas and Wright., 1988).

فعالیت‏‌های آتشفشانی اسیدی تا حد واسط و عملکرد پهنه‏‌های گسلی در منطقه شرایط مناسبی را برای پیدایش بنتونیت (نوع 1)، به‌ویژه در نهشته‏‌های آذرآواری فراهم کرده است. دگرسانی در این منطقه در حد متوسط تا شدید است و پهنه‏‌های لایه‏‌ای و عدسی‌شکل گسترده‌ای را پدید آورده است. مقایسة ترکیب شیمیایی دو نمونه از منطقه با ترکیب شیمیایی ایده‏‌آل و چند کانی رسی که در جدول 2 ارائه شده است، نشان می‏‌دهد که نمونه‏‌های منطقه از نوع کلسیم- سدیم‏‌دار بوده و بیشتر ترکیبی مشابه ایلیت و مونت‏‌موریلونیت دارند. نمونه شماره 4/1 از جذب آب بالایی برخوردار است (جذب آب 03/16). مونت‏‌موریلونیت شاخص‌ترین کانی گروه اسمکتیت، سازندة اصلی بنتونیت است که توان جذب آب بالایی دارد و گمان می‌رود از نظر اقتصادی بهره‏‌برداری از آن مقرون به‌صرفه باشد.

 

 

جدول 2. مقایسه نتایج تجزیه XRF نمونه‏‌های بنتونیتی منطقة آسفیچ (نمونه‏‌های 4/1 و 31) با تجزیه کانی های رسی (بر پایة درصد وزنی) (Deer Howie et al., 1983).

Table 2. Comparison of the results of XRF analysis of bentonite samples from Asfich area (samples 1.4 and 31) with the analysis of clay minerals in terms of weight percentage (Deer Howie et al., 1983).

Sample No.

Kaolinite

Illite

Montmorillonite

1.4

31

SiO2

45.8

56.91

51.14

53.68

62.75

TiO2

-

0.81

-

0.489

0.284

Al2O3

39.55

18.5

19.76

12.86

12.63

Fe2O3

0.57

4.99

0.83

6.58

5.32

FeO

0.18

0.26

-

MnO

-

-

-

0.043

0.036

MgO

0.14

2.07

3.22

2.32

2.31

CaO

0.41

1.59

2.62

3.49

2.32

Na2O

-

0.43

0.11

0.44

0.68

K2O

0.03

5.1

0.04

0.44

0.46

P2O5

-

-

-

0.064

0.019

H2O

14

8.84

22.8

19.43

11.86

Total

100.77

99.5

99.52

99.66

99.69

 

 

 

 

برداشت

سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری در منطقة آسفیچ که گسترش بسیاری دارند شامل تناوبی از سنگ‏‌های آذرآواری و گدازه‏‌ای هستند. گدازه‏‌ها شامل پیروکسن‏‌آندزیت، آندزیت- تراکی‏‌‏‌آندزیت، داسیت، ریوداسیت و ریولیت (پرلیت) و سنگ‏‌های پیروکلاستیک شامل توف، آگلومرا و برش هستند. بافت‌های‏‌ رایج سنگ‏‌های گدازه‏‌ای، پورفیریتیک، میکرولیتی و شیشه‏‌ای هستند. بافت‏‌های گلومروپورفیریتیک، پویی‏‌کیلیتیک، جریانی، پرلیتی و حفره‏‌ای نیز دیده می‏‌شوند. وجود بافت غربالی، منطقه‏‌بندی شیمیایی، کناره‏‌های گردشده و بافت‏‌های خلیجی در این سنگ‏‌ها نشان‌دهندة صعود سریع ماگما، از دست‌دادن سریع مواد فرار، نبود تعادل و آلایش ماگما در هنگام صعود است. سنگ‏‌های یادشده سرشت کالک‏‌آلکالن دارند و به حاشیة فعال قاره‏‌ای تعلق دارند. گمان می‌رود جایگاه زمین‌ساختی این سنگ‏‌ها پهنة فرورانش و پس از برخورد باشد. با توجه به شواهد مختلف صحرایی، کانی‌شناسی، سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و مقایسه تأخیر زمانی میان خاتمه فرورانش ورقة اقیانوسی تتیس جوان 2 و ولکانیسم کالک‌آلکالن در خاور ایران گمان می‌رود ماگمای خاستگاه سنگ‏‌های کالک‌آلکالن منطقه، در محدودة ذوب‌بخشی گوۀ‏‌ گوشته‏‌ای اسپینل لرزولیتی و در پی آبزدایی پوستة اقیانوسی تتیس جوان 2 در مراحل پایانی فرورانش به زیر بلوک لوت و یا در پی نازک‌شدگی سنگ‌کرة ستبر پس از برخورد قاره‌ای بلوک لوت و افغان پدید آمده است. شواهد زمین‎‌شیمی نشان‌دهندة غنی‏‌شدگی ماگما توسط آلودگی‌های پوسته‏‌ای نیز هستند. از دیدگاه اقتصادی نیز ذخایر پرلیتی و بنتونیتی منطقه قابلیت بهره‏‌برداری دارند.

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran, 586 p. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
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), 67-97. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(00)00182-7
Anderson, A. T. (1976) Magma mixing, petrological process and volcanology. Journal of Volcanology and Geothermal. Research 1, 3-33. https://doi.org/10.1016/0377-0273(76)90016-0
Arjmandzadeh, R., Karimpour, M.H., Mazaheri, S.A., Santos, J.F., Medina, J.M., and Homam, S.M. (2011) Sr-Nd isotope geochemistry and petrogenesis of the Chah-Shaljami granitoide (Lut block, eastern Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 41(3), 283-296. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2011.02.014   
Arsalan, M., and Aslan, Z. (2006) Mineralogy, Petrography and whole-rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 27, 177-193. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.03.002
Arvin, M., Daraghi, S., and Babaei, A.A. (2003) Mafic microgranular enclave swarms in the Chenar granitoid stock, NW of Kerman, Iran: evidence for magma mingling. Journal Asian Earth Sciences 24, 105-113. https://doi:10.1016/j.jseaes.2003.09.004
Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran, Canadian Journal of Earth Science, 18(2), 210-263.
Berberian, F., Muir, I., D., Pankhurst, R.J., Berberian, M. (1982) Late Cretaceous and early Miocene Andean type plutonic activity in northern Makran and Central Iran. Journal of the Geological Society, 139, 605-614
Best, M.G. (1982) Igneous and Metamorphic petrology, 758 p. W. H. Freeman and Company, San Francisco.
Blatt, H., Tracy, R.J., Owens, B.E. (2006) Petrology igneous, sedimentary, and metamorphic, 530p. 3rd ed, W.H. Freeman and Company, New York.
Boynton, W.V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In Henderson, P., Ed., Rare Earth Element Geochemistry, p. 63-114. Elsevier, Amsterdam.
Camp, V.E., Griffis, R.I. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in Sistan Suture Zone. Lithos, 15:, 221-239. https://doi.org/10.1016/0024-4937(82)90014-7  
Cas, R., Wright, J.V. (1988) Volcanic successions. Modern and ancient, 528 p. Unwin Hyndman, London. https://doi.org/10.1007/978-94-009-3167-1
Condie, K.C. (1986) Geochemistry and tectonic setting of Early Proterozoic Supra crustal rocks in the southeastern United states. The Journal of Geology, 94, 845-864. https://doi.org/10.1086/629091
Cobbing,  J. (2000) The geology and mapping of granite batholiths, 141 p. Springer-verlag, Berlin Heidelberg. https://doi.org/10.1007/3-540-45055-6  
Cox, K.G., Bell, J.D., and Pankhurst, R.J. (1979) The interpretation of igneous rocks, 450 p. Allen and Unwin, London. https://doi.org/10.1007/978-94-017-3373-1
De Angelis, S.H., Larsen, J., Dunna, A., and Haydenc, L. (2015) Amphibole reaction rims as a record of pre-eruptive magmatic heating: An experimental approach. Earth and Planetary Science Letters, 426, 235-245. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2015.06.051
Deer, W.A, Howie, R.A., Zussman, J. (1983) An Intruoduction to the rock forming Minerals, 528 p. Longman Group Limited, London.
Edwards, C., Menzies, M., and Thirwall, M. (1991) Evidence from Muriah, Indonesia, for the interplay of supra-subduction zone and intraplate processes in the genesis of potassic alkaline magmas. Petrology 32: 5555-592. https://doi.org/10.1093/petrology/32.3.555
Eftekharnezhad, J. (1972) Some Information about the Origin of the Flysch Basin in Eastern Iran and its ralation to plate tectonic theory. Report 22, 62 pp. Geology Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Fotoohi Rad, G. (2004) Petrology and geochemistery East of Birjand ophiolites metamorphic. 211 p. Ph.D. thesis, University of Teacher Training, Tehran, Iran (in Persian).
Footohi Rad, G., Yousefzadeh, M.H., and Abbasi Niazabadi, H. (2022) Geochemistry and microthermometry of fluid inclusions of Cu and Fe mineralization in North Khour volcanic rocks, Eastern Iran. Petrological Journal, 12(48), 31-50 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2022.126602.1213
Gencalioglu Kuscu, G., and Geneli, F. (2010) Review of post-collisional volcanism in the central Anatolian volcanic province (Turkey), with special reference to the Tepekoy volcanic complex. International Journal of Earth Sciences, 99, 593-621. https://doi.org/10.1007/s00531-008-0402-4
Geng, H., Sun, M., Yang, C., Xiao, W.S., Zhao, G.C., Zhang, L.F., Wong, K., and Wu, F.Y. (2009) Geochemical Sr-Nd and zircon U-Pb-Hf isotopic studies of Late Carboniferous magmatism in the West Junggar, Xinjian: implicationa for ridhe subdudtion? Chemical Geology, 26, 364-389. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2009.07.001
Gill, J.B. (1981) Orogenic Andesitea and plate tectonic, 392 p. Springer-Verlag, Berlin. https://doi.org/10.1007/978-3-642-68012-0
Girardi, J.D., Patchett, P.J., Ducea, M.N., Gehrels, G.E., Cecil, M.R., Rusmore, M.E., Woodsworth, G.J., Pearson, D.M., Manthei, C., and Wetmore, P. (2012) Elemental and isotopic evidence for granitoid genesis from deep-seated sources in the Coast mountains batholith. British Columbia. Journal of Petrology, 53, 1505-1536. https://doi.org/10.1093/petrology/egs024
Glennie, K.W. (2000) Cretaceous tectonic evolution of Arabia eastern plate margin: A tale of two oceanic, in Middle East models of Jurassic/Cretaceous carbonate systems. SEMP (Society for Sedimentary Geology) Special Publication, 69, 9-20. https://doi.org/10.2110/pec.00.69.0009   
Harangi, S., Downes, H., Thirlwall, M., and Gmeling, K. (2007) Geochemistry, Petrogenesis and Geodynamic Relationships of Miocene Calc-alkaline Volcanic Rocks in the Western Carpathian arc, Eastern Central Europe. Journal of Petrology, 48(12), 2261-2287. https://doi.org/10.1093/petrology/egm059
Helvaci, C., Ersoy, E.Y., Sozbilir, H., Erkll F., Sumer, ὅ., and Uzel, B. (2009) Geochemistry and 40Ar/39Ar geochronology of Miocene volcanic rocks form the Karaburun Peninsela: Implications for amphibole bearing lithospheric mantle source, Western Anatolia. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 185, 181-202. https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2009.05.016
Irvine, T.W., and Baragar, W.R.A. (1971) A guide to the chemical classification of the common Volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055
Jeram, D.A., and Martin, M. (2008) Understanding Crystal Population and their significance through the magma Plumbing system. Geological Societry of London Special Publication, 304, 133-148. https://doi.org/10.1144/SP304.7
Karimpour, M.H. (1999) Industrial Minerals and Rocks, 392 p. Ferdowsi University of Mashhad publication, Mashhad, Iran.
Keskin, M., Pearce, J.A., and Mitchell, J.G. (1988) Volcano-Stratigraphy and geochemistry of Collision-related volcanism on the Eezurum-Kars Plateau, northeastern Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Reseaech, 85, 355-404. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(98)00063-8
McArthur, A.N., Cas, R.A.F., and Orton, G.J. (1998) Distribution and significance of crystalline, perlitic and vesicular textures in the Ordovician Garth Tuff (Wales). Bulltin of Volcanology, 60, 260-258. https://doi.org/10.1007/s004450050232
Machado, A., Lima, E.F., Chemale, J.F., Morta, D., Oteiza, O., Almeida, D.P.M., Figueiredo, A.M.G., Alexander, F.M., and Urrutia, J.L. (2005) Geochemistry constraints of Mesozoic Cenozoic calc-alkaline magmatism in the South Shetland arc, Antarctica. Journal of Earth Science, 18, 407-425. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2004.11.011
McDonough, W.F., and Sun, S.S. (1995) Composition of the earth. Chemical Geology, 120, 223-253. https://doi.org/10.1016/0009-2541(94)00140-4
Meghan, L. (2006) Magmatic environment producing textural and compositional zoning in plagioclase phenocrysts of the 1968-1996 eruption at Arenal volcano, Costa Rica. Department, Portland State Univercity.
Mehrban, B., Mehdizadeh Shahri, H., and Hafezi Moghaddas, N. (2007) Mineralogy and geochemistry of Deh Rud (Jiroft) granitoidic pluton, Proceedings of the 15th Iranian Society of Crystallography and Mineralogy, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran (in Persian).
Nazari, H., and Salamati, R. (1999) Geological map of Sarbisheh (1/100000), Sheet 7955. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Nicole, I., and Saccani, E, (2003) Petrology and geochemistry of the lat Jurassic Calc-alkalin series associated to Middle Jurassic Ophiolites in the South Apuseui Mountains (Romania). Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 83, 81-96. https://doi.org/10.5169/seals-63137
Pang, K.N., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.S., Mohammadi, S.S., Yang, H.M., Chu, C.H., Lee, H.Y., and Lo, C.H. (2012) Age, geochemical characteristics and petrogenesis of Late Cenozoic intraplate alkali basalts in the Lut–Sistan region, eastern Iran. Chemical Geology, 306-307, 40–53. https://doi.org/10.1017/S0016756823000018
Pang. K.N., Chung. S.L., Zarrinkoub. M.H., Khatib. M.M., Mohammadi. S.S., Chiu. H.Y, Chu. C.H., Lee, H.Y., 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. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.05.009 
Pearce, J.A. (1983) Role of the Sub-Continental Lithosphere in Magma Genesis at Active Continental Margins. In Hawkesworth, C.J., and Norry, M.J., Eds., Continental Basalts and Mantle Xenoliths, p. 230-249. Shiva Cheshire.
Pearce, J.A., Bender J.F., De Long, S.E., Kidd, W.S. F., Low, P.J., Guner, Y., Saroglu, F., Yilmaz, Y., Moorbath, S., Mitchell, G. (1990) Genesis of collision volcanism in Eastern Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 44, 189-229. https://doi.org/10.1016/0377-0273(90)90018-B
Reubi, O., Nicholls, I.A., and Kamenetsky, V.S. (2002) Early mixing and mingling in the evo lution of basaltic magmas: evidence from phenocryst assemblages, Slamet vocano, Java, Indonesia. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 119, 255-274. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(02)00357-8
Renjith, M. (2014) Micro-textures in plagioclase from 1994e1995 eruption, Barren Island Volcano: Evidence of dynamic magma plumbing system in the Andaman subduction zone. Geoscience Frontiers, 5, 113-126. http://dx.doi.org/10.1016/j.gsf.2013.03.006
Rollinson. H. (1993) Using geochemical data: evaluation. Presentation, interpretation, 352 p. Singapore. Longman, London.
Schandle, E.S., and Gorton, M.P. (2002) Appplication of high field strength elements to discriminate tectonic setting in VMS environments. Economic Geology, 97, 629-642. http://dx.doi.org/10.2113/97.3.629
Siddiqui, R.H., Asif Khan M., Qasim Jan, M. (2007) Geochemistry and Petrogenesis of the Miocen alkaline and sub-alkaline volcanic rocks from the Chagai arc, Baluchistan, Pakistan: Implications for porphyry Cu-Mo-Au deposits. Journal of Himalayan Earth Sciences, 40, 1-23.
Shahabpour, J. (2001) Economic Geology, 560 p. Shahid Bahonar University of Kerman Publication (in Persian).
Shelley. D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope, 445 p. Chapman and Hall, University Press, Cambridge.
Sommer, C.A., Lima, E.F., Nardi, L.V.S., Liz, J.D., and Waichel, B.L. (2006) The evolution of Neoproterozoic magmatism in Southern most Brazil: shoshonitic, highK tholeiitic and silica saturated, sodic alkaline volcanism in post collisional basins. Anais da Academia Brasileira de Ciencias, 78, 573-589. https://doi.org/10.1590/s0001-37652006000300015
Stocklin, J., Eftekharnezhad, J., and Hushmandzadeh, A. (1972) Central Lut reconnaissance, East Iran. Report 22, 62 p. Geology Survey of Iran, Teheran, Iran (in Persian).
Sun, S.S., McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes, In: Saunders, A.D., and Norry, M.J. (Eds.), Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society of London Special Publication, 42, 313-345. https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1989.042.01.19
Terentiv, R.A., Savko, K., and Santosh, M. (2016) Paleoproterozoic crustal evolution in the east Sarmatian Orogen: Petrology, geochemistry Sr- Nd isotopes and zircon U-Pb geochronology of andesiyes from the Voronezh massif, Western Russia. Litho 246-247:61-80. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2015.12.025
Thirlwall, F.M., Upton, B.G.J., and Jenkins, C. (1994) Interaction between continental lithosphere and Iceland plume Sr-Nd-Pb isotope geochemistry of Tertiary basalt, NE Greenland. Journal of Petrology, 35: 839-879. https://doi.org/10.1093/petrology/35.3.839
Thompson, R.N., and Fowler, M.B. (1986) Subduction related shoshonitic and ultrapotassic Magmatism. A study of siluro – Ordovician syentes, from the Scottish Caledhids. Contributions to Mineralogy and Petrology 94: 501-522. https://doi:10.1007/BF00376342  
Tirrul, R., Bell, L.R., Griffist, R.J., and Camp, V.E. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin, 84, 134-140. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1983)94%3C134:TSSZOE%3E2.0.CO;2
Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kenitics of plagioclase in the melt of the system diopside-albitean-orthosite and origin of dusty plagioclase in andesite. Contributions to Mineralogy and Petrology, 89, 1-16. https://doi:10.1007/BF01177585
Ustunisik, G., Attila, K., and Roger, L.N (2014) New insights into the processes controlling compositional zoning in plagioclase. Lithos, 200, 80-93. http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2014.03.021
Xiao-Wei, L., Xuan-Xue, M., Xue-Hui, Y., Yi, D., Xiong-Fei, H., Ping, W., Wen-Yan, H. (2013) Petrology and geochemistry of the early Mesozoic Pyroxene andesites in the Maixiu Area, West Qinlig, china: Products of subduction or syn-collision. Lithos, 172, 158-174. https://doi:10.1016/j.lithos.2013.04.010
Wang, F., Xu, Q., J., Zhao, Z.H., Bao, Z.W., Xu, W., and Xiong, X.L. (2004) Cretaceous high-potassium intrusive rocks in the Yueshan-Hongzhen area of Cretaceous high-potassium intrusive rocks in the Yueshan-Hongzhen area of east China: Adakites in an extensional tectonic regime within a continent. Geochemical, 38, 417-434. http://dx.doi.org/10.2343/geochemj.38.417
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogensis: A Global Tectonic Approach, 466 p. Unwin Hyman, London.
Winchester, J.A., and Floyd, P.A. (1977) Geochemical discrimination of different magma Series and their differentiation products, using immobile elements. Chemical Geology, 20, 325-343. https://doi.org/10.1016/0009-2541(77)90057-2
Yousefzadeh, M.H., and Sabzehei, M. (2012a) Geothermobarometery of Markouh Dacite (NE Birjand) and its Amphibolitic Xenoliths. Iranian Journal of Crystalography and Mineralogy, 20(1), 42-53 (in Persian).
Yousefzadeh, M.H., and Sabzehei, M. (2012b) Petrography, mineralchemistry and geothermobarometery of enclaves in the Kuh-e-Barandeh volcanic rocks (east of Kousf). Iranian Journal of Crystalbgraphy and Mineralogy, 20(3), 491-504 (in Persian).
Yousefzadeh, M.H., Rahmani, A., Mohammadi, S.S. (2019) Petrology and geotectonic setting of volcanic and sub-volcanic rocks in the east of Khousf (SW of Birjand). Petrological Journal, 10(37), 1-22 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2018.107138.1058
Zellmer, G.F., Sparks R.S.G., Hawksworth C.J., Wiedenbeck, M. (2003) Magma emplacement and remobilization timescale beneath Montserrat: Insight form Sr and Ba zonation in plagioclase phenocrysts. Journal of Petrology, 44(8), 1413-143. http://dx.doi.org/10.1093/petrology/44.8.1413