نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران
2 دانشیار، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
The Direklo-Mehdikhan volcanic district is the largest volcanic region within the Qorveh-Bijar Quaternary volcanic belt, located near Qorveh in Kurdistan province, Iran. The Qorveh-Bijar Quaternary basic volcanic belt lies between the provinces of West Azerbaijan and Kurdistan, within the Sanandaj-Sirjan zone as a segment of the Alpine-Himalayan Orogeny with a Gondwana-affinity basement. The Orogeny is strongly influenced by the Middle-Late Tertiary post-orogenic development that followed the continental collision between the Arabian and Eurasian plates. Following the collision, the SSZ continental lithosphere was thickened (Agard et al., 2005), leading to a lithospheric thickness of ~150–170 km (Priestley and McKenzie, 2006). In this district, the deposits of pyroclastic origins and scoria, which erupted from a thick lithosphere, are covered by alkaline basic lava flows (Neill et al., 2015).
The primary objective of the present study is to provide evidences for the subduction of the Neotethys oceanic plate beneath the Eurasian margin and the collision of the Arabian plate. Therefore, this study focuses on the Direklo-Mehdikhan volcanic district.
Petrographic observations, along with whole-rock geochemstry and clinopyroxene mineral chemistry, were carried out to enhance our understanding of the magmatic activity of the Direklo-Mehdikhan volcanic district.
Research Methods
The study started by fieldwork, petrographic analysis, and geochemical investigations. Field observations were conducted on the lava flow situated between the villages of Direklo and Mehdikhan. Samples were collected from various locations within the lava flow, and thin sections were prepared for petrographic examination. Additionally, geochemical data on pyroxene crystals and whole-rock samples were analyzed to explore the origin and the evolution of the lava flow body. All EMPA and whole-rock analyses were performed at the Central Laboratory of Moscow State University in Russia and the Australian Lab West, respectively.
Results and Discussion
The main mineral components which are defined by aphanitic to porphyritic texture, are phenocrysts mainly consist of olivine and pyroxene. The matrix includes plagioclase, opaque minerals, glass, and similar microcrystalline mineral phases. In some samples, xenoliths and quartz xenocrysts is observed. These fragments likely detached from adjacent rocks and were incorporated during magma ascending the crust. The studied samples primarily exhibit a porphyritic texture, with additional secondary textures observable in some samples, such as glomeroporphyritic, sieve, vesicular, vitrophyric, amygdaloidal, hyalomicrolitic, and microlithic porphyritic. The formation of porphyritic texture formed during a crystallization stage deep within the Earth (where phenocrysts crystallize), followed by further crystallization at or near the Earth's surface, resulting in the development of finer crystals. The presence of a glassy background and the microlithic texture is largely due to insufficient time for the remaining magma to crystallize at shallow depths or close to the surface (Shea, 2017).
EPMA results of clinopyroxene indicate that the clinopyroxenes are classified within the iron-magnesium-calcium pyroxenes quadrilateral and are identified as diopside type. The Mg number (Mg#) for these minerals ranges from 0.82 to 0.92 (Figures 5A and 5B). The chemical composition of clinopyroxene demonstrate the alkaline magmatic series, as well as the extensional and intraplate tectonic environments. The crystallization process is believed to have occurred under conditions of high oxygen fugacity (Figures 5C and 5D). The calculated temperature and pressure conditions for the crystallization of clinopyroxenes indicate a pressure range of 6 to 10 kbar and a temperature range of 1160 to 1250 °C (Figure 6). The variation in crystallization pressure is attributed to existence of multiple magma chambers and the clinopyroxene crystallization during the rapid ascent of magma (Özdemir et al., 2020).
Based on geochemical discrimination diagrams, the samples plot in the alkaline series and low-SiO2 basalt (Figure 7-A). Normalized rare earth elements (REEs) diagrams, along with various elemental ratios such as Nb/Pb, La/Sm, Nb/U, and La/Yb, reveal a significant enrichment of light rare earth elements compared to heavy elements. This suggests the involvement of an enriched mantle, characterized by the presence of garnet in the source and a low degree of partial melting. So, the magma originated from a garnet lherzolite source during a partial melting process with a melting percentage of less than 5% and showed some clues of crustal contamination (Figures 14 and 15).
Conclusions
Field studies, petrographic, and geochemical analysis of the Direklo-Mehdikhan low-SiO2 alkaline basalt reveals valuable insights into the subduction of the Neotethys Oceanic crust and post-collisional mantle-derived mafic magmatism within intracontinental extensional settings. Normalized elemental diagrams, in comparison to primitive mantle compositions, reveals an enrichment in large-ion lithophile elements (LILE) and light rare earth elements (LREE) relative to high field strength elements (HFSE). Negative anomalies are observed in niobium (Nb) and titanium (Ti). Petrographic evidence and geochemical data indicate that local extensional and depressurization activities triggered low-grade partial melting (less than 5%). The parent magma derived from enriched garnet lherzolite at the pressure varying from 6 to 10 kbar and a temperature ranging from 1160 to 1250 °C. This process engaged in magma ascending rapidly to surface with minimal contamination by crust.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
مجموعههای آذرین کواترنری که آخرین تکاپوهای ماگماتیسم ایران در قالب آتشفشانهای بزرگی مانند دماوند، سبلان، تفتان-بزمان هستند و نیز پهنههای بازالتی آلکالن در محور نوبران- ماکو، بلوک لوت، مکران، البرز مرکزی و بخشهای جنوبی خردقارة ایران مرکزی، بر سطح زمین خودنمایی میکنند. گدازههای بازیک کواترنری شمال پهنة سنندج-سیرجان که در راستای زمیندرز زاگرس- بیتلیس جای گرفتهاند و سطح فلات مرتفع ایرانی– ترکی را پوشاندهاند، بخشی از ماگماتیسم کواترنری خاور مدیترانه و باختر فلات ایران بهشمار میروند و گواهی بر فرورانش نئوتتیس به زیر حاشیة اوراسیا و برخورد ورقة عربی دانسته میشوند. برخورد ورقة عربی و حاشیة ورقة اوراسیا از نزدیک به 30 میلیون سال پیش آغاز شده است و هماکنون نیز ادامه دارد (Allen et al., 2013).
در شمال پهنة سنندج-سیرجان، فعالیتهای آذرین بیرونی جوان، در بازة زمانی کوتاهی در نزدیک به یک میلیون سال، ترکیبات سنگی گستردهای را به سطح زمین منتقل و ساختارهای آتشفشانی را با روند شمالباختری – جنوبخاوری و در یک محدودة جغرافیایی محدود پدید آوردهاند. کمربند آتشفشان کواترنری قروه- بیجار که بخشی از این محدوده جغرافیایی است، روی سنگکرهای ضخیم فوران کرده است؛ سنگکرهای که پس از برخورد اولیة ورقة عربی و اوراسیا ضخیم شده است و به ستبرایی نزدیک به 200 کیلومتر درآمده است (Priestley and Mckenzie 2006). این ستبرا در سنگزایی و رخداد فرایندهای آتشفشانی کواترنری باختر ایران اهمیت بهسزایی داشته است.
برخورد قارهای صفحة اوراسیا (شامل صفحة ایرانی- ترکی) و عربی در آغاز میوسن و با فرورانش آخرین سنگکرة اقیانوسی میان صفحة عربی و اوراسیا آغاز شده است و در پی این برخورد، ماگماتیسم مرتبط با آن بهویژه از پایان میوسن تا به امروز، در مکانهای متعددی در خاور ترکیه، ارمنستان و بسیاری از بخشهای ایران گسترده شده است (Okayet al., 2010). ترکیب سنگهای حاصل از این فعالیتهای ماگمایی، دامنة گستردهای از مافیک تا فلسیک و سدیک تا التراپتاسیک را دربر میگیرند (Allen et al., 2013). سنگهای آذرآواری این مناطق شامل رسوبات آذرآواری و اسکوری هستند که با رسوبات آذرآواری جوانتر و بمبهای آتشفشانی پوشانده شدهاند. در نهایت این رسوبات آذرآواری زیر جریانهای گدازة بازالتی مدفون میشوند. سنسنجی پتاسیم- آرگونِ چند نمونة بازانیتی از این محدوده، سن 63 تا 66 میلیون سال پیش را برای این گدازهها پیشنهاد کرده است (Neill et al., 2015). بهطور کلی، محصولات آتشفشانی میوسن و کواترنر بهصورت استراتوولکانهای محلی و جریانهای بازالتی با حجم کم شناخته میشوند. این در حالی است که محصولات آتشفشانی پلیوسن شامل فلاتهای بازالتی بسیار گستردهای هستند. بررسیهای بسیاری برای توضیح خاستگاه آتشفشانهای پس از برخورد این صفحهها انجام شده است، با این حال منطقه ذوب و توزیع زمانی و مکانی آتشفشانها هنوز هم مورد بحث هستند (Özdemir et al., 2020).
بررسیهای سنگشناسیِ آتشفشانهایی که در راستای پهنة برخورد جای گرفتهاند، سه الگوی سنگزایی را برای پیدایش چنین مجموعههای سنگشناسی پیشنهاد کردهاند: در الگوی نخست خاستگاه سنگکرهای پیشنهاد شده است (Kaygusuz et al., 2018)، در الگوی دوم یک منبع سستکرهای با یا بدون مؤلفه فرورانش در نظر گرفته شده است (Lebedev et al., 2016) و در الگوی سوم، آمیختگی مذابهایی با خاستگاه سستکره و سنگکره و نیز آلایش پوستهای ماگما پیشنهاد شده است (Oyan et al., 2016). افزونبر این، آتشفشانهای با خاستگاه پوستة زیرین (Coban et al., 2007; Karsli et al., 2008) و نیز آتشفشانهای حاصل از تختة فروراندهشده درون گوشته (Di Giuseppe et al., 2017) نیز گزارش شدهاند.
به باور پژوهشگران ایرانی نیز فرایندهای آتشفشانی خاور کردستان در ارتباط با پهنة برخوردی صفحة اوراسیا و عربی هستند. این واحدهای آتشفشانی با روند شمالباختری- جنوبخاوری بخشی از سری آتشفشانهای قروه- بیجار- تکاب هستند که در پهنة سنندج- سیرجان جای گرفتهاند. این واحدها به شکل مجموعههای آتشفشانی و کراترهای جداگانه در فاصلة یکصد کیلومتری از گسل روراندة اصلی زاگرس برونزد یافتهاند. این واحدهای آتشفشانی را از سری سنگهای آلکالن بازیک درونصفحهای دانستهاند و پیدایش آنها را به زمان پلیوکواترنری نسبت دادهاند (Haghnazar and Malakotian, 2011). افزونبر این، باید در نظر داشت که فرورانش رسوبات در زمان بستهشدن نئوتتیس و برخورد صفحههای دو سوی آن نیز به پیدایش ماگمای بازیک در زمان کواترنر انجامیده است (Meshmay et al., 2024).
حقنظر و ملکوتیان (Haghnazar and Malakotian, 2011) برای آلکالیالیوینبازالتهای منطقة قروه-تکاب، خاستگاه گوشتة غنیشده از یک منبع OIB-Like با رخسارة اسپینل لرزولیت در بازة فشاری 10 تا 15 کیلوبار (ژرفای کمتر از 60 کیلومتر) و با نرخ ذوببخشی کمتر از 15 درصد را پیشنهاد دادهاند. آسیابانها و همکاران (Asiabanha et al., 2018) نشان دادند قطعات مافیک درون بازالتها را اتولیت (زینولیت همزاد با بازالت) و قطعات فلسیک را زینولیت واقعی (بیگانهسنگ) دانستهاند. این پژوهشگران نبود کانیهای دارای مواد فرّار در اتولیتهای پیروکسنیتی و در سوی دیگر، فراوانی کانیهای دارای مواد فرّار در اتولیتهای آپاتیت- هورنبلنددار را بههمراه شواهد تناوب دورههای آرامش و انفجار، به وجود آشیانههای ماگمایی طبقهبندیشده برای این استراتوولکانها نسبت دادهاند. افزونبر این، فراوانی کانیهای آبدار و نیز نبود کانی پلاژیوکلاز در اتولیتهای آپاتیت-هورنبلنددار را به تبلور در یک محیط آبدار در فشار 10 تا 15 کیلوبار مربوط دانستهاند. در چنین شرایطی با پیشرفت تبلور، بر فراوانی نسبی مواد فرار افزوده شده است و با پیدایش لایههای سرشار از مواد فرار در بالای آشیانة ماگمایی، سبب رخداد فورانهای شدید انفجاری شدهاند.
برخورد قاره- قاره ناشی از بستهشدن نئوتتیس و افزایش ستبرای سنگکره، در این منطقه سبب شده است تا مذابهای بازالتی در هنگام بالاآمدن به ناچار از چنین سنگکرة ضخیمی بگذرند و در سطح زمین فوران کنند. کمابیش همة پژوهشگرانی که در این پهنه کار کردهاند (مانند: Azizi and Moinevaziri, 2009; Kheirkhah, 2015) واکنش مذاب با سنگهای مسیر، هنگام گذر از میان چنین ضخامتی را اجتنابناپذیر دانستهاند و خاطر نشان کردهاند که با ایجاد تغییرات ناشی از آلایش پوستهای در ترکیب ماده مذاب اولیه، بر تنوع و پیچیدگی زمینشیمیایی مذاب و سنگهای حاصل از انجماد آن در این مناطق افزوده شده است. در هر روی، علت پیدایش مذاب و بهدنبال آن، فرایندهای آتشفشانی پراکنده در شمال زمیندرز بیتلیس- زاگرس، پس از برخورد اولیة قارهای عربستان و اوراسیا (نزدیک به 20 تا 35 میلیون سال پیش) هنوز مورد بحث است (Lin et al., 2020). چنین برداشت میشود که در شمال پهنة برخوردی، پس از فرورانش و آبگیری رسوبات لبة قارهای غیرفعال عربی به زیر صفحة اوراسیا و بارورشدن آن، گدازش گستردة سنگکرهای ماگماتیسم بازیک همزمان با برخورد در کواترنری را بهدنبال داشته است (Maleki et al., 2015).
ازاینرو، کنکاشی بر ماگماتیسم جوان باختر ایران میتواند افزونبر شناسایی ترکیب و شرایط گدازش ناحیة خاستگاه، دیدگاههای ارزشمندی دربارة فرایندهای کنترلکنندة ترکیب سنگکرة قارهای فلات فعال کوهزایی ارایه دهد.
زمینشناسی منطقه
کمربند آتشفشان کواترنری قروه- بیجار که از نوع بازالت است (Malekootyan et al., 2007) در میان استان های آذربایجان غربی و کردستان جای دارد و در دستهبندی پهنههای ساختاری ایران در پهنة سنندج- سیرجان و با فاصلة یکصد کیلومتری از گسل روراندة اصلی زاگرس جای گرفته است (Aghanabati, 2004). پهنة سنندج- سیرجان در شمالخاوری راندگی اصلی زاگرس جای دارد و گویلی یک گودی ژرف درسپر پرکامبرین ایران و عربستان است. این پهنه در واقع بهصورت یک نوار ماگمایی -دگرگونی با روند شمالباختری- جنوبخاوری میان زاگرس و ایران مرکزی است که نزدیک به 1500 کیلومتر درازا و 150تا 250 کیلومتر پهنای آن است و از ارومیه در شمالباختری تا سیرجان و اسفندقه در جنوبخاوری کشیده شده است. ادامة این پهنه در ترکیه، سوریه و قفقاز نیز دیده میشود. در حقیقت، مرز شمالی آن با پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر و فروافتادگی های سیرجان، مرودشت، گاوخونی، کویر میقان (شمال اراک)، کفة کبودرآهنگ و دریاچة ارومیه، از ایران مرکزی جدا میشود. مرز جنوبی آن نیز گسل راندگی زاگرس است.
پهنة بازالتی دیرکلو- مهدیخان بزرگترین پهنة بازالتی کمربند آتشفشان کواترنری قروه- بیجار است که در نزدیکی شهرستان قروه استان کردستان جای دارد و به رنگ خاکستری تیره تا قهوهای روشن و با روندی خاوری- باختری دیده میشود که دهانة مخروط این پهنه در نزدیکی روستای دیرکلو جای دارد و گدازههای بازالتی توانستهاند مسافت 10 کیلومتری را بهسوی باختر و تا روستای مهدیخان طی کنند (شکلهای 1 و 2). سنگهای آذرآواری این مناطق شامل رسوبات آذرآواری و اسکوری هستند که با رسوبات آذرآواری جوانتر و بمبهای آتشفشانی پوشانده شدهاند. در نهایت این رسوبات آذرآواری در زیر جریانهای گدازة بازالتی مدفون شدهاند (شکل 3).
شکل 1. A) جایگاه منطقة مورد بررسی بههمراه مراکز آتشفشانی پلیوکواترنری (Allen et al., 2013) با اندکی تغییر؛ B) نقشة زمینشناسی سادهشده پهنة دیرکلو- مهدیخان برگرفته از نقشة زمینشناسی 1:100000 قروه (Hosseini, 1999) با اندکی تغییرات.
Figour 1. A) Location of the study area along with Plio-Quaternary volcanic centers (Allent et al., 2013) with small modifications; B) Simplified geological map of the Direklo-Mehdikhan district, based on the 1:100,000 geological map of Qorveh (Hosseini, 1999) with small modifications.
شکل 2. منطقة دیرکلو- مهدیخان و سنگهای آذرین آن (دید رو به جنوب)
Figure 2. Direklo-Mehdikhan area and its volcanic rocks (southward view)
شکل 3. جایگیری رسوبات آذرآواری در زیر جریانهای گدازه در منطقة بررسیشده.
Figure 3. The pyroclastic sediments beneath lava flows in the study area.
روش انجام پژوهش
برای بررسیهای سنگنگاری و آزمایشگاهی، از نمونههای برداشتشده 30 مقطع نازک و صیقلی تهیه شد. شمار 7 نمونه از سنگهای سالم و همگن را که ویژگیهای مجموعه سنگهای منطقه را در بر میگیرند و دارای دستکم هوازدگی و رگههای ثانویه بودند نیز برای انجام تجزیة سنگ کل برگزیده شد. همة عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب با ICP-MS در LabWest Minerals Analysis استرالیا اندازهگیری شدند. فرایند آمادهسازی نمونهها از راه ذوب قلیایی نمونهها در نمک قلیایی لیتیمتترابورات آغاز و سپس با انحلال محصول ذوبشده در اسیدنیتریک، کامل شده است. اندازهگیری عنصرهای در محلول نهایی با استفاده از دستگاه ICP-MS انجام شده است.
تجزیة نقطهای کانیها با کمک ریزکاو الکترونی مدل Cameca SX100 آزمایشگاه مرکزی دانشگاه دولتی مسکو در روسیه انجام شد. تجزیهها در ولتاژ شتابدهندة 15 کیلوولت و جریان پرتو 15 نانوآمپر انجام شد. مواد معدنی طبیعی و مصنوعی از ترکیبات شناختهشده بهعنوان استاندارد استفاده شدند. محاسبات مربوط به دادههای ریزکاو الکترونی با کمک صفحههای گسترده در نرمافزار اکسل انجام شده است. دادههای تجزیة شیمیایی کل و شیمی کانیها در جدولهای 1 و 2 آورده شدهاند.
جدول 1. دادههای بهدستآمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل سنگهای آتشفشانی پهنة دیرکلو- مهدیخان با دستگاه ICP-MS (اکسید عنصرهای اصلی بر پایة درصدوزنی و دیگر عنصرها بر پایة ppm هستند).
Table 1. Whole rock chemical analysis data for the volcanic rocks from Direklo- Mehdikhan district obtained by ICP-MS (Major elements' oxides are in wt% and the other elements are in ppm).
|
Sample No. |
M1 |
M2 |
M3 |
M4 |
M5 |
M6 |
M7 |
|
SiO2 |
43.41 |
41.59 |
44.45 |
46.15 |
41.96 |
43.39 |
45.00 |
|
TiO2 |
2.40 |
2.70 |
2.64 |
2.52 |
2.69 |
2.47 |
2.44 |
|
Al2O3 |
12.83 |
13.36 |
13.50 |
12.76 |
13.23 |
13.21 |
13.23 |
|
Fe2O3* |
9.39 |
10.44 |
9.58 |
9.58 |
10.12 |
9.49 |
9.63 |
|
MnO |
0.10 |
0.12 |
0.11 |
0.15 |
0.11 |
0.10 |
0.10 |
|
MgO |
10.94 |
10.05 |
9.75 |
8.74 |
10.10 |
10.73 |
11.04 |
|
CaO |
11.56 |
12.22 |
11.82 |
12.40 |
12.38 |
11.00 |
11.50 |
|
Na2O |
3.95 |
4.56 |
3.79 |
3.84 |
4.35 |
3.96 |
3.44 |
|
K2O |
2.94 |
2.96 |
2.66 |
2.65 |
2.83 |
3.20 |
2.95 |
|
P2O5 |
0.74 |
0.73 |
0.63 |
0.67 |
0.63 |
0.76 |
0.77 |
|
LOI |
1.84 |
1.42 |
0.97 |
0.63 |
1.57 |
1.66 |
0.09 |
|
Total |
100.1 |
100.15 |
99.9 |
100.09 |
99.97 |
99.97 |
100.19 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample No. |
M1 |
M2 |
M3 |
M4 |
M5 |
M6 |
M7 |
|
Cr |
346 |
252 |
244 |
253 |
285 |
380 |
383 |
|
Ni |
251 |
162 |
156 |
139 |
160 |
244 |
245 |
|
Co |
50.8 |
55.7 |
54.7 |
52.7 |
52.8 |
50 |
48.9 |
|
V |
162 |
222 |
227 |
213 |
219 |
169 |
168 |
|
Cu |
79.5 |
108.2 |
134.1 |
183.8 |
116.3 |
71.2 |
80.1 |
|
Pb |
22.1 |
19.3 |
18.1 |
20.6 |
21.6 |
22 |
22.6 |
|
Zn |
180 |
174 |
163 |
166 |
170 |
181 |
186 |
|
Sn |
4.7 |
8.2 |
15.8 |
23.3 |
8 |
3.3 |
3.1 |
|
W |
0.8 |
1.2 |
1.1 |
1.1 |
1.1 |
0.9 |
0.4 |
|
Mo |
5 |
5 |
4.3 |
4.4 |
4.7 |
5.1 |
1.3 |
|
Rb |
28.8 |
48.1 |
33.6 |
34.3 |
34.4 |
26.6 |
6.3 |
|
Cs |
1.1 |
1.4 |
1.3 |
1.3 |
1.4 |
1.4 |
1.5 |
|
Ba |
1290 |
1200 |
1190 |
1230 |
1260 |
1440 |
1590 |
|
Sr |
3560 |
2420 |
2150 |
2190 |
2240 |
3090 |
3260 |
|
Ga |
18.3 |
19.2 |
19.6 |
19.1 |
18.8 |
18.8 |
18.8 |
|
Ta |
2.26 |
2.53 |
2.41 |
2.48 |
2.34 |
2.62 |
2.56 |
|
Nb |
43.3 |
47.3 |
48 |
48.5 |
46.9 |
49.1 |
47.9 |
|
Hf |
6.6 |
5.76 |
5.77 |
5.74 |
5.65 |
6.88 |
6.87 |
|
Zr |
246 |
223 |
221 |
220 |
218 |
249 |
252 |
|
Y |
26.8 |
28 |
28 |
27.2 |
27.9 |
28.5 |
28.8 |
|
Th |
13.7 |
18.2 |
17.7 |
18 |
17.1 |
14.8 |
14.8 |
|
U |
2.78 |
3.54 |
3.3 |
3.49 |
3.33 |
3.06 |
2.94 |
|
La |
139 |
123 |
119 |
120 |
117 |
137 |
137 |
|
Ce |
267 |
221 |
217 |
218 |
211 |
258 |
259 |
|
Pr |
32 |
25.5 |
24.5 |
24.8 |
24 |
30.3 |
30.9 |
|
Nd |
119 |
92.6 |
89.2 |
89 |
88.6 |
113 |
115 |
|
Sm |
16.6 |
13.1 |
12.8 |
12.6 |
12.8 |
16 |
16.2 |
|
Eu |
4.23 |
3.51 |
3.22 |
3.3 |
3.3 |
4.13 |
4.26 |
|
Gd |
19.2 |
17.3 |
16.4 |
17.1 |
16.4 |
19.1 |
19.8 |
|
Tb |
1.45 |
1.3 |
1.26 |
1.25 |
1.26 |
1.47 |
1.49 |
|
Dy |
6.47 |
6.12 |
5.92 |
5.95 |
5.83 |
6.59 |
6.69 |
|
Ho |
1 |
1.05 |
1.01 |
1.01 |
1 |
1.06 |
1.07 |
|
Er |
2.34 |
2.6 |
2.51 |
2.49 |
2.47 |
2.5 |
2.45 |
|
Tm |
0.33 |
0.4 |
0.37 |
0.37 |
0.37 |
0.34 |
0.35 |
|
Yb |
2.07 |
2.41 |
2.25 |
2.31 |
2.22 |
2.19 |
2.18 |
|
Lu |
0.32 |
0.41 |
0.36 |
0.4 |
0.36 |
0.34 |
0.35 |
|
Sc |
17 |
20 |
21 |
18 |
20 |
17 |
17 |
|
S |
1510 |
1180 |
1480 |
2020 |
1170 |
2090 |
318 |
|
Ag |
0.79 |
0.93 |
0.93 |
0.95 |
0.95 |
0.88 |
0.87 |
|
As |
2.7 |
2.8 |
2.9 |
1.8 |
2.9 |
2.6 |
8 |
|
Be |
2.8 |
2.7 |
2.7 |
2.8 |
2.6 |
2.9 |
2.8 |
|
Bi |
< 0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
< 0.1 |
< 0.1 |
|
Cd |
0.24 |
0.26 |
0.21 |
0.24 |
0.22 |
0.24 |
0.25 |
|
Tl |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
< 0.1 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample No. |
M1 |
M2 |
M3 |
M4 |
M5 |
M6 |
M7 |
|
Sb |
1.6 |
0.8 |
2.6 |
2.6 |
1.5 |
1 |
0.8 |
|
Se |
0.31 |
0.34 |
0.39 |
0.3 |
0.26 |
0.2 |
0.31 |
|
Ge |
0.77 |
0.67 |
0.76 |
0.69 |
0.76 |
0.82 |
0.92 |
|
In |
0.08 |
0.08 |
0.08 |
0.07 |
0.08 |
0.07 |
0.09 |
|
P |
7360 |
6320 |
6290 |
6710 |
6310 |
7620 |
7680 |
|
Li |
9.6 |
10.4 |
10.4 |
10.7 |
10.3 |
14.2 |
15.6 |
|
Te |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
|
Re |
< 0.01 |
< 0.01 |
<0.01 |
< 0.01 |
< 0.01 |
< 0.01 |
< 0.01 |
|
Hg |
< 0.05 |
< 0.05 |
<0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
|
(Dy/Yb)N |
2.35 |
2.36 |
2.40 |
2.34 |
2.32 |
2.36 |
2.39 |
|
(Tb/Yb)N |
2.86 |
2.84 |
2.91 |
2.85 |
2.99 |
2.95 |
2.84 |
|
(La/Yb)N |
36.20 |
36.31 |
35.19 |
41.24 |
37.89 |
40.11 |
41.12 |
سنگنگاری
کانیهای اصلی سازندة این سنگها شامل الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز و کانیهای کدر هستند که در برخی نمونهها در یک خمیرة شیشهای و در برخی دیگر در یک زمینة میکرولیتی جای گرفتهاند. درشتبلورهای درون این بازالتها، الیوین و پیروکسن هستند و زمینه بیشتر از کانیهای پلاژیوکلاز، کانیهای کدر، شیشه و فازهای مشابه درشتبلورها ساخته شده است. وزیکولها عموماً خالی ماندهاند و یا بهصورت محلی با کانیهای ثانویه مانند کلسیت، پر شدهاند. الیوینها کمابیش سالم هستند و تنها بهطور محلی ایدنگزیتی شدهاند. تغییر اندازة بلورهای کلینوپیروکسن کمابیش پیوسته است و بافت سریایت را به نمایش میگذارند. افزونبر این، تجمعیافتن این بلورها بهطور محلی به پیدایش گلومرولهای پیروکسنی انجامیده است. در برخی نمونهها، بیگانهسنگها و بیگانهبلورهای کوارتز نیز دیده میشود که گمان میرود در هنگام صعود ماگما در پوسته از سنگهای مسیر جدا شده و درون ماگما فرو افتادهاند (شکل 4).
از دیدگاه ویژگیهای میکروسکوپی، بافت اصلی نمونهها، پورفیریتیک است و بافتهای فرعی قابل تشخیص در برخی نمونهها نیز بهصورت گلومروپورفیریتیک، بافت غربالی، وزیکولار یا حفرهای، ویتروفیریک، بادامکی، هیالومیکرولیتیک و میکرولیتیک پورفیریتیک هستند. پیدایش بافت پورفیریتیک در سنگهای بررسیشده، حاصل پشت سرگذاشتن یک مرحله تبلور در ژرفای زمین و تبلور فنوکریستها و سپس ادامه تبلور در بیرون یا نزدیکی سطح زمین بوده که منجر به تشکیل بلورهای ریزتر شده است. وجود زمینة شیشهای و همچنین، بافت میکرولیتیک نیز پیامد همین نبود فرصت کافی برای تبلور بجاماندههای ماگما در سطح زمین و یا در ژرفای بسیار کم و نزدیک به سطح هستند.
بافت گلومروپورفیریتیک نمایانگر بالاآمدن سریع ماگما است و در هنگام بالاآمدن، فنوکریستها بههم چسبیدهاند. هلز (Helz, 1987) بر این باور است که بلورهایی که تصادفی بههم برخورد میکنند، اگر شبکة بلوری آن دو موازی یکدیگر باشد بههم میچسبند و بافت گلوموپورفیریتیک را پدید میآورند.
فرایند پیدایش گلومرول در آشیانه ماگمایی، در سه مرحله انجام میشود. نخست ماگمای بازالتی اولیه در آشیانة ماگمایی جایگزین و بر اثر تبلور و انباشت بلوری، اجتماعی از فنوکریستها را میسازد. سپس، بر اثر تزریق ماگمای جدید درون آشیانة در حال تبلور، آمیختگی ماگمایی رخ میدهد و سرانجام، این آمیختگی باعث بر هم خوردن ترکیب، دما و فشار حاکم بر آشیانه و پیدایش آشفتگی، جوشش، انفجار و قطعهقطعهشدن اجتماع فنوکریستی و دربر گرفتهشدن تجمعات فنوکریستی از هم گسیخته، با زمینة به سرعت سردشدة سنگ آذرین بیرونی و در نهایت، پیدایش بافت گلومروپورفیریتیک میشود (Shea and Hammer, 2013).
شکل 4. A) اجتماع کانیهای الیوین و پیروکسن؛ B و C) اجتماع کانیهای پیروکسن، پیروکسنها از خود منطقهبندی ترکیبی نشان میدهند؛ D) حفرة پرشده با کانیهای ثانویة کوارتز و کلسیت در نمونة اسکوری؛ E) وجود بیگانهبلور کوارتز در کنار بلورهای الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز، در حاشیة بیگانهبلور کوارتز یک حاشیة واکنشی پدید آمده است؛ F) حفرة پرشده با کانی ثانویه کلسیت در نمونة اسکوری منطقه؛ G) کانیهای الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز و کانیهای کدر، برخی پیروکسنها از خود منطقهبندی ترکیبی نشان میدهند؛ H، I، J، K) حفرة پرشده با کانی ثانویه کلسیت در نمونة اسکوری؛ L) بلورهای الیوین که در حاشیة ایدنگزیتی شدهاند؛ M) کانیهای الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز و کانیهای کدر؛ N) اجتماع کانیهای الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز؛ O، P) کانیهای الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز (Ol: الیوین؛ CPX: کلینوپیروکسن؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Idd: ایدنگزیت؛ Cal: کلسیت؛ Qz: کوارتز) (نام اختصاری کانیها برگرفته از Warr (2021)).
Figure 4. A) Olivine and pyroxene mineral assemblage; B, C) Pyroxene mineral assemblage, pyroxenes exhibit composite zoning; D) Cavity filled by secondary quartz and calcite minerals in the scoria sample; E) Quartz xenocryst along with the olivine, pyroxene, and plagioclase crystals. A reaction margin has formed at the rim of the quartz xenocryst; F) Cavity filled by secondary calcite mineral in scoria sample; G) Olivine, pyroxene, plagioclase and opaque minerals, some pyroxenes exhibiting composite zoning; H, I, J, K) Cavity filled by secondary calcite mineral in scoria sample; L) Olivine crystals iddingsited at the margin, M) Olivine, pyroxene, plagioclase and opaque minerals; N) Olivine, pyroxene, plagioclase assemblage, O, P) Olivine, pyroxene and plagioclase minerals (Ol: olivine; CPX: clinopyroxene; Pl: plagioclase; Idd: iddingsite; Cal: calcite; Qz: quartz) (Abbreviation minerals from Warr (2021)).
شکل 4. ادامه.
Figure 4. Continued.
بافتهای حفرهای و بادامکی نیز در اثر برداشتهشدن فشار از ماگما بهویژه هنگام رسیدن آن به سطح زمین، سردشدن و تبلور سریع ماگما و آزادشدن هرچه بیشتر مواد فرار پدید میآیند. روشن است که در هر فوران آتشفشان، مقداری مواد فرار از سیستم خارج میشود؛ اما بقیه آنها بهصورت وزیکول یا حباب گاز محبوس میمانند. پس از فوران، اندازه و شکل حفرهها تغییر میکند و در هنگام این عمل وزیکولها، سوراخ میشود و کانالهایی برای حرکت گازها فراهم میشود. شاید برخی از این حفرهها یا همة آنها با مواد ثانوی پر میشوند که در نتیجه بافت حاصله بافت بادامکی خواهد بود (Shea, 2017).
شیمی کانی پیروکسن
کانی کلینوپیروکسن از میان کانیهای درون این سنگها، کانی بسیار با ارزشی در سنگشناسی است؛ زیرا این کانی میتواند کمابیش همة عنصرهای درون ماگما را در شبکه خود جای دهد؛ پس ترکیب آن میتواند تا اندازهای نمایندة نوع ماگمایی باشد که از آن پدید آمده است. این ویژگی سبب میشود این کانی بتواند تفاوت میان ماگماهای بازالتی گوناگون را نشان دهد. ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنها از ترکیب شیمیایی و محیط پیدایش ماگمای سازندة آنها پیروی میکند و میتواند اطلاعات ارزشمندی دربارة سری ماگمایی و محیط زمینساختی پیدایش سنگها در اختیار بگذارد (Le Bas, 1986).
در ترکیب شیمیایی پیروکسن، فراوانی عنصرهایی مانند Ti، Al، Na و Cr و بهویژه Si نشاندهندة ماهیت و محیط زمینساختی سازندة آنهاست. در بازالتهای قدیمی که معمولاً تجزیه شدهاند و عنصرهای اصلی آن، کم و یا بسیار شدهاند، بهترین کانی برای شناخت نوع ماگما بقایای کلینوپیروکسنهاست. با کمک نمودارهای زمینشیمیایی این کانی میتوان محیط زمینساختی پیدایش سنگ را نیز شناسایی کرد (Leterrier et al., 1982).
جدول 2. دادههای ریزکاو الکترونی (بر پایة درصدوزنی) برای کلینوپیروکسن درون بازالتهای آلکالن منطقة دیرکلو-مهدیخان و شمار کاتیونهای بهدستآمده در فرمول ساختاری آن بر پایة 6 اتم اکسیژن.
Table 2. Electron microprobe data (in Wt%) for the clinopyroxene in the alkaline basalts from Direklo-Mehdikhan district and the calculated cation number in the structural formula based on 6 oxygen atoms.
|
Sample No. |
M1c-5 |
M1c-5 |
M1c-5 |
M1c-5 |
M1c-5 |
M1c-5 |
M1c-5 |
|
C |
C |
C |
C.R |
C.R |
R |
R |
|
|
Mineral |
py |
py |
py |
py |
py |
py |
py |
|
SiO2 |
49.70 |
47.38 |
49.92 |
46.66 |
44.80 |
44.42 |
43.21 |
|
TiO2 |
1.38 |
2.08 |
1.39 |
2.47 |
3.32 |
3.17 |
4.15 |
|
Al2O3 |
3.42 |
5.18 |
3.52 |
5.77 |
7.28 |
7.40 |
8.53 |
|
FeO |
5.57 |
6.81 |
5.63 |
7.27 |
8.07 |
8.21 |
8.81 |
|
Cr2O3 |
0.16 |
0.00 |
0.19 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
MnO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.20 |
0.21 |
0.10 |
0.12 |
|
MgO |
15.00 |
13.89 |
14.89 |
13.13 |
12.16 |
12.36 |
11.56 |
|
CaO |
23.21 |
23.13 |
23.54 |
22.89 |
22.68 |
22.89 |
22.60 |
|
Na2O |
0.43 |
0.52 |
0.47 |
0.65 |
0.78 |
0.58 |
0.82 |
|
K2O |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
98.87 |
98.99 |
99.55 |
99.04 |
99.30 |
99.13 |
99.80 |
|
Si |
1.85 |
1.77 |
1.84 |
1.75 |
1.68 |
1.67 |
1.62 |
|
Ti |
0.04 |
0.06 |
0.04 |
0.07 |
0.09 |
0.09 |
0.12 |
|
AlIV |
0.15 |
0.23 |
0.15 |
0.25 |
0.32 |
0.33 |
0.38 |
|
AlVI |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe3+ |
0.10 |
0.16 |
0.11 |
0.16 |
0.19 |
0.20 |
0.22 |
|
Cr |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe2+ |
0.07 |
0.05 |
0.06 |
0.07 |
0.06 |
0.06 |
0.06 |
|
Mg |
0.83 |
0.77 |
0.82 |
0.73 |
0.68 |
0.69 |
0.65 |
|
Mn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca |
0.92 |
0.92 |
0.93 |
0.92 |
0.91 |
0.92 |
0.91 |
|
Na |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.05 |
0.06 |
0.04 |
0.06 |
|
K |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Sum_cat |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
|
WO |
47.926 |
48.418 |
48.384 |
48.711 |
49.235 |
49.147 |
49.501 |
|
EN |
43.096 |
40.456 |
42.583 |
38.877 |
36.73 |
36.925 |
35.23 |
|
FS |
8.977 |
11.127 |
9.032 |
12.412 |
14.035 |
13.929 |
15.27 |
|
Name |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
|
Mg# |
0.923 |
0.935 |
0.928 |
0.918 |
0.915 |
0.923 |
0.912 |
|
Fe# |
0.076 |
0.063 |
0.072 |
0.081 |
0.084 |
0.077 |
0.087 |
با در دستداشتن ترکیب شیمیایی پیروکسنها میتوان به ارزیابی شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر نمونهها مانند فشار، دما و فوگاسیتة اکسیژن ماگما نیز پرداخت. بر پایة دادههای تجزیة نقطهای، پیروکسنها ترکیبی در گسترة پیروکسنهای آهن- منیزیم- کلسیم (کواد) و دیوپسید نشان میدهند. عدد منیزیم این کانیها برابر با 82/0 تا 92/0 در تغییر است (شکلهای 5-A و 5-B). شیمی کانیهای کلینوپیروکسنها سری ماگمایی آلکالن و جایگاه زمینساختی پیدایش بازالتهای نامرتبط با کوهزایی و محیطهای زمینساختی درونصفحهای و تبلور در یک محیط با فوگاسیتة اکسیژن بالا را آشکار ساخته است (شکلهای 5- C و 5-D).
ترکیب شیمیایی پیروکسنها ابزار مهمی برای سنجش دما در سنگهای آذرین بهشمار میرود. برای بررسی دما و فشار پیدایش پیروکسنها، شاخصهای XPT و YPT بهکار برده شدند که بر پایة روابط زیر بهدست آورده میشوند (Soesoo, 1997):
XPT= 0.446 SiO2+ 0.187 TiO2-0.404Al2O3 + 0.346 FeO(total) -0.052 MnO + 0.309 MgO + 0.431 CaO- 0.446 Na2O
YPT= 0.369 SiO2+ 0.535 TiO2-0.317Al2O3 + 0.323 FeO(total) + 0.235 MnO-0.516MgO 0.167CaO-0.153Na2O
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Sample No. |
M1c-7 |
M1c-7 |
M7a |
M7a |
M7a |
M7a |
M7a |
|
|
C |
C |
C.R |
C.R |
R |
R |
M |
|
Mineral |
Py |
py |
py |
Py |
py |
py |
Py |
|
SiO2 |
49.83 |
43.33 |
52.01 |
45.67 |
47.70 |
52.16 |
46.40 |
|
TiO2 |
1.35 |
3.43 |
0.72 |
2.39 |
1.69 |
0.69 |
2.57 |
|
Al2O3 |
3.54 |
8.64 |
2.23 |
6.69 |
4.79 |
2.24 |
6.63 |
|
FeO |
5.78 |
8.01 |
4.44 |
7.99 |
7.20 |
3.98 |
7.79 |
|
Cr2O3 |
0.17 |
0.11 |
0.53 |
0.00 |
0.00 |
0.62 |
0.00 |
|
MnO |
0.16 |
0.10 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.09 |
0.15 |
|
MgO |
14.93 |
11.85 |
16.44 |
12.80 |
14.10 |
16.43 |
13.13 |
|
CaO |
23.15 |
22.78 |
23.11 |
22.78 |
22.75 |
23.26 |
23.01 |
|
Na2O |
0.50 |
0.61 |
0.46 |
0.51 |
0.46 |
0.50 |
0.62 |
|
K2O |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
99.41 |
98.86 |
99.94 |
98.83 |
98.75 |
99.97 |
100.30 |
|
Si |
1.84 |
1.63 |
1.90 |
1.72 |
1.78 |
1.90 |
1.72 |
|
Ti |
0.04 |
0.10 |
0.02 |
0.07 |
0.05 |
0.02 |
0.07 |
|
AlIV |
0.15 |
0.37 |
0.10 |
0.29 |
0.21 |
0.10 |
0.29 |
|
AlVI |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe3+ |
0.12 |
0.20 |
0.08 |
0.18 |
0.16 |
0.08 |
0.18 |
|
Cr |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
|
Fe2+ |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
0.08 |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
|
Mg |
0.82 |
0.67 |
0.90 |
0.72 |
0.79 |
0.89 |
0.72 |
|
Mn |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
|
Ca |
0.92 |
0.92 |
0.91 |
0.92 |
0.91 |
0.91 |
0.91 |
|
Na |
0.04 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
|
K |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Sum_cat |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
|
WO |
47.67 |
49.96 |
46.73 |
48.65 |
47.41 |
47.18 |
48.47 |
|
EN |
42.78 |
36.16 |
46.26 |
38.03 |
40.88 |
46.37 |
38.48 |
|
FS |
9.55 |
13.89 |
7.01 |
13.32 |
11.71 |
6.45 |
13.06 |
|
Name |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
Diopside |
|
Mg# |
0.928 |
0.926 |
0.942 |
0.904 |
0.926 |
0.951 |
0.924 |
|
Fe# |
0.072 |
0.074 |
0.061 |
0.093 |
0.073 |
0.049 |
0.076 |
با بهکارگیری مقادیر XPT و YPT در نمودار شکل 6، میزان دما و فشار تبلور کلینوپیروکسنها برآورد شد. دما و فشار تبلور بهدستآمده برای کانی پیروکسن نشاندهندة تبلور پیروکسن در فشار 6 تا 10 کیلوبار و دمای 1160 تا 1250 درجة سانتیگراد است (شکل 6). دامنة گستردة فشار بهدستآمده برای پیدایش کانیهای پیروکسن چهبسا به مواردی مانند وجود چندین آشیانة ماگمایی در مسیر صعود ماگما و نیز سرعت بالای صعود ماگمای پدیدآمده در ارتباط باشد.
شکل 5. A) نمودار J-Q (J=2Na; Q=Ca+Mg+Fe2+ (Moromito et al., 1988)؛ B) نمودار سهتایی En-Wo-Fo (Moromito et al., 1988)؛ C) محیط زمینساختی پیدایش سنگهای منطقه بر پایة شیمی کانیهای کلینوپیروکسن (Nisbet and Pearce, 1977)؛ D) میزان فوگاسیتة اکسیژن محیط پیدایش کلینوپیروکسنها (Schweitzer et al., 1979).
Figure 5. A) J-Q diagram (J=2Na; Q=Ca+Mg+Fe2+) (Moromito et al., 1988); B) En-Wo-Fo ternary diagram (Moromito et al., 1988), C) Tectonomagmatic setting of studied rocks based on the mineral chemistry of clinopyroxene (Nisbet and Pearce, 1977); D) Oxygen fugacity of clinopyroxene formation environment (Schweitzer et al., 1979).
بحث
زمینشیمی سنگ کل
مقدار SiO2 در این سنگها کمتر از 45 درصد،وزنی میانگین مقدار MgO برابر با 11 درصدوزنی و میانگین مقدار Na2O+K2O برابر 7 درصدوزنی است. بر پایة این مقدارها نمونهها در ردهبندی پیشنهادی لوباس و همکاران (Le Bas et al., 1986) در زمرة سنگهای بازانیت- تفریت و در محدودة سری آلکالن جای گیرند؛ اما با توجه به اینکه فلدسپاتوییدی در این نمونهها دیده نشد، نمیتوان نام بازانیت- تفریت را برای این سنگها بهکار برد. از اینرو، بهتر است این سنگها در شمار بازالتهای با سیلیس بسیار کم دستهبندی شوند. در ردهبندی پیشنهادی فلوید و وینچستر (Floyd and Winchester, 1975) این سنگها آلکالی بازالتها شمرده میشوند (شکل 7).
شکل 6. ارزیابی دما و فشار پیدایش سنگهای کلینوپیروکسندار (Soesoo, 1977).
Figure 6. Thermobarometry of formation of clinopyroxene-containing rocks (Soesoo, 1997).
شکل 7. ردهبندی سنگهای آتشفشانی منطقة دیرکلو-مهدیخان بر پایة A) نمودار مجموع آلکالیها در برابر سیلیس (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار Zr/TiO2 در برابر سیلیس (Floyd and Winchester, 1977).
Figure 7. Classification of volcanic rocks in the Direklo-Mehdikhan district on A) total alkali versus silica plot (Le Bas et al., 1986); B) Zr/TiO2 versus silica diagram (Floyd and Winchester, 1977).
تغییرات فراوانی اکسیدهای اصلی مانند Al2O3، CaO، FeO و SiO2 در برابر MgO تا اندازهای میتواند پیامد پیدایش و جدایش کانیهای الیوین و کلینوپیروکسن و در پی آن، نقش مؤثر آنها در رخداد تبلوربخشی ماگما باشد (شکلهای 8-B و 8-C). این رخداد با همبستگی مثبت میان Cr، Ni و MgO نیز همخوانی دارد (شکلهای 8-E و 8-D). این همخوانی بهگونهای است که با کاهش مقدار MgO، عنصر Ni جذب الیوین و عنصر Cr درون کلینوپیروکسن وارد میشود. مقدار Al2O3 نیز با ورود در پلاژیوکلازها رو به کاهش میگذارد (شکل 8-F).
الگوهای پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه (شکلهای 9-A و 9-B) گویای روند شیبدار یا غنیشدگی چشمگیر عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین هستند. این شیب با توجه به نسبت (La/Yb)N با میانگینِ برابر با 40، گویای خاستگاه گوشتهای و غنیشده و درجة ذوببخشی کم منبع گوشتهای (Jung, 2003)، حضور گارنت در ناحیة خاستگاه، رخداد درجاتی از آلایش پوستهای (Temel et al., 2010) و نیز تبلور و جدایش کانیهایی مانند الیوین و پیروکسن است.
در نمودارهای چندعنصری سنگهای بازالتی منطقه (شکلهای 10-A و 10-B) مقدار عنصرهای La، Cs، Pb، U، Ba و Th آنومالی مثبت و مقدار عنصرهای Yb، Ta، Y و Nb آنومالی منفی نشان میدهند.
شکل 8. نمودار هارکر بر پایة تغییرات اکسیدهای اصلی و فرعی در برابر اکسید منیزیم برای بازالتهای آلکالن منطقة دیرکلو-مهدیخان.
Figure 8. Harker diagrams based on the variation of major and minor oxides versus magnesium oxide for the alkaline basalts in the Direklo-Mehdikhan district.
در نمودار (La/Sm)N در برابر Nb/U (شکل 11) نمونهها در نزدیکی قلمرو پوستة قارهای جای میگیرند. محتوای بالای La/Sm و U در این سنگها چهبسا پیامد تغییرات در ناحیة خاستگاه و یا رخداد برهمکنش با سنگهای قارهای در هنگام صعود به سطح زمین است. عنصر La به آلایش پوستهای حساس است و مقادیر آن بهعلت رخداد آلایش پوستهای افزایش مییابد (Krientinz et al., 2006).
رخداد تغییر در ناحیة خاستگاه در پی عملکرد سیالات جداشده از پوستة فرورونده، افزونبر تغییر La میتواند به افزایش عنصر U در ناحیة گوشته بیانجامد. از سوی دیگر، مقدار نسبت Nb/U در سنگهای پوستة زیرین برابر با 25 و در سنگهای پوستة بالایی برابر با 93/8 گزارش شدهاند (Krientinz et al., 2006). این نسبت در نمونههای منطقه بهطور میانگین برابر با 16 است. این تفاوت میتواند نشانهای از تغییر نسبت عنصرها در گوة گوشتهای و نقش سیالات حاصل از فرورانش باشد.
شکل 9. نمودار تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در بازالتهای منطقة دیرکلو-مهدیخان A) نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Taylor and McLennan, 1985)؛ B) نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1988).
Figure 9. Rare earth element variation diagrams for the alkaline basalts in the Direklo-Mehdikhan district; A) chondrite-normalized diagram (Taylor and McLennan, 1985), B) Primitive mantle-normalized diagram (Sun and McDonough, 1988).
شکل 10. نمودار عنکبوتی برای بازالتهای آلکالن منطقة دیرکلو-مهدیخان A) (La/Sm)N بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1988)؛ B) نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Thomson, 1982).
Figure 10. Spider diagram for the alkaline basalts in the Direklo-Mehdikhan district A) Primitive mantle-normalized diagram (Sun and McDonough, 1988); B) Chondrite-normalized diagram (Thomson, 1982).
مقادیر Pb/Nd در بازالتهای اقیانوسی شامل: موربهای نوع N و P و بازالتهای جزایر اقیانوسی به ترتیب 06/0، 04/0 و 08/0 و در پوسته 63/0 است (Sun and McDonough, 1989). در سنگهای مورد بررسی Pb/Nb به طور میانگین معادل 22/0 است. مقدار Ba/Zr برای بازالتهای قارهای همراه با آلایش پوستهای بین 3 تا 6 متغییر است (Fitton et al., 1997). مقدار این نسبت در سنگهای منطقه به طور میانگین عدد 5 را نمایش میدهد.
شکل 11. نمودار (La/Sm)N در برابر Nb/U (ترکیب بازالتهای اقیانوسی: Hofmann et al. (1986)؛ ترکیب پوستة قارهای و زیرین: Rudnick and Funtain (1995)).
Figure 11. (La/Sm)N versus Nb/U plot (Oceanic basalts: Hofmann et al. (1986); Continental and lower crust: Rudnick and Funtain (1995)).
تعیین جایگاه زمینساختی
تلفیق یافتههای صحرایی، سنگنگاری و زمینشیمیایی و مقایسه آنها با بررسیهای مشابه انجامشدة دیگر پژوهشگران، این امکان را فراهم میآورد که دربارة ماگماتیسم و تحولات ماگمایی یک منطقه و ارتباط آن با رخدادهای زمینشناسی آن سرزمین بتوان نظر داد. برای دستیابی به اطلاعات بیشتر دربارة محیط زمینساختیِ بازالتهای آلکالن منطقة دیرکلو-مهدیخان نمودارهای Zr در برابر Zr/Y بهکار برده شدند. تشخیص دقیق محیط زمینساختی منطقه نیازمند اطلاعات دقیق ایزوتوپی و زمینشیمیایی است. عنصرهای Y و Zr دو عنصری هستند که دو رفتار متفاوت در بازالتها و سنگهای پوستة قارهای دارند. بهگونهایکه در بازالتها ناسازگار و در ترکیب سنگهای پوستة قارهای سازگار هستند، هرچه مقدار Y بیشتر باشد احتمال آلایش با سنگهای پوستة قارهای بیشتر میشود (White, 2013). بر پایة این دو نمودار نمونهها در محدودة کمان قارهای (شکل 12-A) و محیطهای درونصفحهای (شکل 12-B) جای میگیرند. افزونبراین، در نمودارهای پیشنهادیِ آگراوال و همکاران (Agrawal et al., 2008) و وانگ و همکاران (Wang et al., 2001) نمونهها در محدودههای کافتهای قارهای (شکل 12- C) و پهنههای کششی درونقارهای (کافتهای آغازین) (شکل 12- D) جای گرفتهاند.
افزونبراین، در نمودار پیشنهادی پیرس و کان (Pearce and Cann, 1973) نیز که برای تعیین محیط زمینساختی پیشنهاد شده است، نمونهها در محدودة محیطهای درونصفحهای (شکل 13-A) و درونصفحهای آلکالن (شکل 13-B) جای گرفتهاند.
سنگزایی
از نمودارهای تغییرات عناصر اصلی، فرعی و الگوهای پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب و چندعنصری چنین برداشت میشود که ماگمای مادر سنگهای بازالتی منطقه سرشت گوشتهای دارند. به باور کوبان (Coban, 2007) گارنت نقش مهمی در روند توزیع عنصرهای خاکی کمیاب دارد. وی نمودار Sm/Yb در برابر Ce/Sm را برای بررسی بود یا نبود گارنت در خاستگاه گوشتهای پیشنهاد کرده است. نمونهها در این نمودار حضور گارنت در خاستگاه را نشان میدهند (شکل 14- A).
DF1: -0.5558Log (La/Th) - 1.4260Log (Sm/Th) + 2.2935Log (Yb/Th) - 0.6890Log (Nb/Th) + 4.1422
DF2=-0.9207Log (La/Th) + 3.6520Log (Sm/Th) - 1.9866Log (Yb/Th) + 1.0574Log (Nb/Th) - 4.4283
شکل12. A) نمودار Zr در برابر Zr/Y (Pearce, 1983)؛ B) نمودار Zr در برابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛ C) نمودار Df1 در برابر Df2 (Agrawal et al., 2008)؛ D) نمودار تعیین محیط زمینساختی (Wang et al., 2001) (I: بازالتهای ریفت اقیانوسی؛ II: بازالت حاشیة ورقههای همگرا (II 1: بازالت جزیرههای کمانی اقیانوسی؛ II 2: جزیرههای کمانی حاشیة قاره+بازالت کمان آتشفشانی حاشیة قاره)؛ III: بازالت درونصفحهای اقیانوسی (جزیرههای اقیانوسی+کوههای دریایی+ E-MORB+T-MORB؛ IV: بازالت درونصفحهای قارهای (IV 1: کافت درونقارهای، تولهایت کافت حاشیة قاره؛ IV 2: آلکالیبازالت کافت درونقاره؛ IV 3: پهنة کششی درونقاره، بازالت کافت آغازین)؛ V: بازالت تنورة گوشتهای).
Figure 12. A) Zr versus Zr/Y diagram (Pearce, 1983); B) Zr versus Zr/Y diagram (Pearce and Norry, 1979); C) Df1 versus Df2 diagram (Agrawal et al., 2008); D) Tectonic setting diagram (Wang et al., 2001). (I: oceanic rift basalts; II: convergent plate margin basalts (II1: oceanic island arc basalts, II2: continental margin island arcs + continental margin volcanic arc basalts); III: intra-oceanic plate basalts (oceanic islands + seamounts + E-MORB + T-MORB); IV: intra-continental plate basalts (IV1: intracontinental rifts, continental margin rift tholeiite; IV2: alkaline intracontinental rift basalts; IV3: intracontinental extensional zones, incipient rift basalts); V: mantle plume basalts).
بردشاو و اسمیت (Bradshaw and Smith, 1994) بر این باور هستند که گوشتة سنگکرهای در عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Nb و Ta نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) تهیشدهتر است. مقدار بالای Nb/La (بزرگتر از یک) ویژگی یک منبع سستکرهای همانند بازالت جزیرههای اقیانوسی (OIB) است و نسبتهای کمتر (کمتر از 5/0) گواه وجود یک خاستگاه سنگکرهای است. جایگیری نمونهها در نمودار La/Yb در برابر Nb/La گویای ارتباط این سنگها با یک خاستگاه گوشتهای سنگکرهای است. سیالات حاصل از پوستة فرورونده توانایی انتقال Th را دارند؛ اما عنصرهای Ta و Yb را با خود حمل و جابجا نمیکنند. اگر عامل فرورانش بهطور مؤثر بر خاستگاه بازالتها تأثیرگذار باشد، غنیشدگی در Th/Yb روی خواهد داد (Pearce, 1982) (شکل 14- D). نسبت عنصرهای با تحرک بالا به عنصرهای با تحرک کم نشاندهندة اهمیت تأثیر فرورانش در منبع گوشتهای مذابهاست. شکل 14- B گویای دخالت مواد حاصل از فرورانش بر ماگمای سازندة بازالتهای آلکالن منطقة دیرکلو-مهدیخان است. نسبت بالای Ba/La در نمونهها گواهی بر تأثیر سیالات حاصل از فرورانش در ماگمای گوشتهای سنگهای منطقه است (شکل 14- C).
شکل 13. A) نمودارهای تغییرات عنصرهای Zr، Ti و Y برای بازالتها در محیطهای زمینساختی گوناگون (Pearce and Cann, 1973)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر Ti/Y (Pearce and Cann, 1973).
Figure 13. A) Variation diagrams for Zr, Ti, and Y element contents in basalts from various tectonic environments (Pearce and Cann, 1973); B) Nb/Y versus Ti/Y diagram (Pearce and Cann, 1973).
شکل 14. A) نمودار Sm/Yb در برابر Ce/Sm (Coban, 2007)؛ B) نمودارLa/Yb در برابر Nb/La (Bradshaw and Smith, 1994)؛ C) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1982)؛ D) نمودار Th/Nb در برابر Ba/La (Zhengfu et al., 2013).
Figure 14. A) Sm/Yb versus Ce/Sm plot (Coban, 2007); B) La/Yb versus Nb/La plot (Bradshaw and Smith, 1994); C) Ta/Yb versus Th/Yb plot (Pearce, 1982); D) Th/Nb versus Ba/La plot (Zhengfu et al., 2013).
از این گذشته مقدار (Tb/Yb)N در گدازههای بازالتی جداشده از یک گوشتة غنیشده با رخسارة گارنت با مقدار 7/2 تا 6/5 است (Furman, 2007). دربارة سنگهای منطقه، میانگین این مقدار برابر با 9/2 است. افزونبر این، نسبت (Dy/Yb)N برای مذابهای حاصل از ذوببخشی یک منبع اسپینل لرزولیت برابر با مقدار کمتر از 06/1 است و برای ماگماهای ناشی از ذوببخشی یک منبع گارنت لرزولیت این نسبت مقدار بیشتر از 06/1 خواهد داشت (Hasse et al., 2004). نسبت (Dy/Yb)N بهدستآمده برای سنگهای منطقه بیشتر از 06/1 است. از اینرو، سنگهای آتشفشانی این منطقه از یک منبع گارنت لرزولیتی جدا شده است. در نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm، نمونهها در نزدیکی منحنی گارنت لرزولیت با درجه ذوببخشی 1 تا 5 درصد جای میگیرند (Aldanmaz et al., 2000) (شکل 15).
شواهد زمینشیمیایی گویای وجود یک منبع گوشتهای سنگکرهای همانند منابع بازالت جزیرههای اقیانوسی است (شکلهای 14-B و 14-C). بیشتر بازالتهای اقیانوسی در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، آنومالی مثبت Nb و Ta و آنومالی منفی Pb نشان میدهند؛ اما نمونههای بررسیشده در این نمودارها، آنومالی منفی در Nb و Ta و آنومالی مثبت Pb دارند. این تفاوتها بیگمان نشاندهندة رخداد تغییراتی در خاستگاه و نیز در هنگام صعود ماگما به سطح زمین است.
شکل 15. نمودار Sm/Ybدر مقابل La/Sm (Aldanmaz et al., 2000). بر پایة این نمودار سنگهای مورد مطالعه حاصل ذوب بخشی 1 تا 5 درصدی گارنت لرزولیت است.
Figure 15. Sm/Yb versus La/Sm (Aldanmaz et al., 2000). This diagram indicates that the rocks examined arise from partially melting 1 to 5 percent of a garnet lherzolite.
غنیشدگی از Pb، U و Th و الگوی شیبدار نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب در کنار مقدار بالای Nb/Pb و La/Sm نشاندهندة خاستگاهی غنیشده برای سنگهای بررسیشده است. از سوی دیگر، با توجه به محلیبودن فعالیتهای آتشفشانی، ارتفاع کم مخروطها و حجم اندک محصولات فورانی، نمیتوان وجود تنوره را بهعنوان منبع ماگما برای این آتشفشان متصور شد. افزونبر این، وجود یک تنورة فعال در زیر ورقة ایران نیز گزارش نشده است (Pang et al., 2012). گمان میرود رخداد غنیشدگی باید پیامد فعالیت سیالهای برخاسته از تختة فروروندة نئوتتیس باشد. مقدار بالای نسبتهای Th/Yb و Ba/La رخداد فرورانش و اثرگذاری سیالات ناشی از فرورانش بر ناحیة خاستگاه سنگهای یادشده را نشان میدهد (شکلهای 14- C و 14-D).
در صورت بالابودن درصد MgO (میانگین: 10 درصدوزنی)، رخداد آلایش پوستهای و یا تبلوربخشی گسترده شدنی نیست؛ اما با توجه به دیدن بیگانهسنگها و بیگانهبلورها و نیز پیدایش منطقهبندی ترکیبی در کلینوپیروکسن، رخدادِ درجاتی هر چند اندک از آلایش پوستهای محتمل است. وجود بافت غربالی در پیروکسنها و گستره فشار-دماییِ پیدایش پیروکسنها گویای اقامتهای کوتاهمدت در آشیانههای ماگمایی کمژرفا پیش از فوران است (Ghasemi, 2011).
افزونبر این، نسبت La/Ta>22 نیز گواهی برای برهمکنش ماگما با سنگهای پوستة قارهای است (Abdel Fattah et al., 2004). روند شیب نمودار عنصرهای خاکی کمیاب، نسبتهای بالای (Tb/Yb)N و (Dy/Yb)N<16، حضور گارنت در ناحیة خاستگاه را نشان میدهد. ماگمای سازندة این سنگها هنگام رخداد فرایند ذوببخشی با درصد کمتر از 5، از یک منبع گارنت لرزولیت پدید آمده است.
برداشت
سنگهای آتشفشانی پهنة دیرکلو-مهدیخان، در نمودارهای ردهبندی در دستة بازالت با مقدار بسیار اندک سیلیس جای دارند و به سری آلکالن که مقدار سدیم آن از پتاسیم بیشتر است تعلق دارند. در بررسیهای میکروسکوپی، این سنگها خمیرهای ساختهشده از میکرولیتهای پلاژیوکلاز، پیروکسن و شیشه دارند. وجود بیگانه بلورها کوارتز و نیز منطقهبندی ترکیبی در بلورهای پیروکسن از نشانههای رخداد آلایش پوستهای و نبود تعادل در ماگما بهشمار میروند.
بر پایة نمودارهای تعیین محیطهای زمینساختی، این سنگهای آتشفشانی به محیطهای کششی درونقارهای تعلق دارند. این ماگما در فرایندهای پس از برخورد صفحة عربی و اوراسیا، از منبعی سنگکرهای خاستگاه گرفتهاند که در پی اثرگذاری سیالات حاصل از فرورانش نئوتتیس غنی شده است. این ماگما در هنگام فعالیتهای کششی محلی و کاهش فشار و در پی درجات کمتر از 5 درصد ذوببخشی یک منبع گارنت لرزولیتی پدید آمده است و هنگام حرکت به سمت سطح زمین، به درجاتی از آلایش پوستهای نیز دچار شده است. با توجه به وجود شکستگی و گسلهای راستالغز، رخداد فعالیتهای کششی محلی و کاهش ستبرای پوسته محرز است. این بازشدگی در راستای گسل و شکستگیهای ژرف، مسیر خوبی را برای صعود ماگما و پیدایش پهنة بازالتی دیرکلو- مهدیخان فراهم آورده است.
)