Petrology and geochemistry of volcanic and subvolcanic rocks in the south of Asagi igneous complex, northwest of Zahedan, Sistan Suture Zone

Document Type : Original Article

Authors

1 Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

2 M. Sc. Graduate, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

3 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

10.22108/ijp.2025.146089.1367

Abstract

Introduction
The Asagi igneous complex is located in the northwest of Zahedan city (Figure 1A) and is part of a southeast–northwest trending magmatic belt. The igneous rocks of this belt were formed during at least two distinct periods. In the first period, Oligocene igneous rocks occur as extrusive (lava and pyroclastic), intrusive, and subvolcanic bodies that are mostly potassic. In the second period, Pliocene igneous rocks appear as sodic extrusive lavas (Camp and Griffis, 1982; Piri, 2018; Boomeri et al., 2020, 2022; Moradi et al., 2016; Nazari et al., 2022). Based on these studies, the Oligocene rocks belong to alkaline, calc-alkaline, high-potassium calc-alkaline, and shoshonitic magmatic series. These rocks are attributed to subduction-related and post -collisional tectonic settings.
The aim of this paper is to investigate the geology, petrography, and geochemistry of volcanic and subvolcanic rocks in the southern part of the Asagi igneous complex. It also explores the tectonic setting and magma origin.
Geology
The Asagi igneous complex lies within the Sistan Suture Zone (Figure 1B), situated between the Lut and Afghan blocks. This zone includes two ophiolite complexes—Neh in the west and Ratuk in the east —separated by the Sefid-Abeh sedimentary basin (Tirrul et al., 1983). The Neh and Ratuk complexes contain Upper Cretaceous ophiolites and locally metamorphosed flysch-type sedimentary rocks of Upper Cretaceous to Eocene age. These complexes are commonly intruded by Cenozoic igneous rocks. The Sefid-Abeh basin consists of clastic rocks and limestone deposited in shallow to deep marine environments, with a thickness of approximately eight kilometers (Tirrul et al., 1983). This basin also hosts numerous intrusive and extrusive igneous bodies, indicating multiple magmatic phases during the Cenozoic (Camp and Griffis, 1982; Boomeri et al., 2021; Nazari et al., 2022). Strike-slip faults have played a key role in controlling magmatism in the region (Bagheri and Damani Gol, 2020). The study area is located within the Sefid -Abeh basin, where small outcrops of ophiolitic and sedimentary rocks are intruded by larger outcrops of basic to acidic volcanic and subvolcanic rocks, most of which have undergone hydrothermal alteration (Figures 2 and 3).
Research Method
Twenty-four thin sections were prepared from collected samples for petrographic analysis. Thirteen relatively unaltered samples were selected for geochemical analysis of major, minor, and rare earth elements. Major and some minor elements were measured using X-ray fluorescence (XRF) at Tarbiat Modares University, while rare earth and trace elements were analyzed by inductively coupled plasma mass spectrometry (ICP-MS) at Novin Shimiyar Laboratory in Tehran.
Petrography
Petrographic studies (Figure 4) reveal that the igneous rocks in the study area include andesite, andesiticbasalt, dacite, trachyte, quartz monzonite, and diorite porphyry. These rocks predominantly exhibit porphyritic textures. The main minerals are plagioclase (with or without quartz), orthoclase, hornblende, biotite, and augite. Secondary, opaque, and accessory minerals are present in most samples. Some primary minerals show disequilibrium textures, such as resorption and zoning. Secondary minerals include calcite, quartz, sericite, and clay minerals, occasionally accompanied by chlorite, epidote, orthoclase, and biotite. Opaque minerals mainly consist of pyrite, hematite, magnetite, and iron hydroxides.
Geochemistry
The SiO₂ content in the studied rocks ranges from 53.66 to 66.34 wt.% (Table 1). In Harker diagrams, SiO₂ shows a negative correlation with P₂O₅, TiO₂, CaO, MgO, Fe₂O₃, and Al₂O₃, and a positive correlation with K₂O (Figure 5). These trends likely reflect magma differentiation and fractionation processes (Rollinson, 1993). The correlation between SiO₂ and Na₂O is weak, possibly due to weathering and hydrothermal alteration effects.
The rocks belong to alkaline and subalkaline magmatic series (Figure 7B). Alkaline samples are potassium-rich and fall within the shoshonitic series (Figure 8), while subalkaline samples are mainly high -K calc- alkaline. Overall, the samples are classified as high -potassium calc-alkaline and shoshonitic.
Geochemically, the rocks exhibit high Sr/Y (>40) and (La/Yb)N (>20) ratios, low Y (<18 ppm) and Yb (<1.9 ppm), and high Sr (>400 ppm), along with very low HFSE (Nb, Ta, Ti)—features characteristic of adakitic rocks (Castillo, 2006).
Discussion and Conclusions
Shoshonitic, adakitic, high -K calc-alkaline, and calc-alkaline rocks are typically associated with convergent plate boundaries, including continental margins, island arcs, and collision/post-collision zones (Morrison, 1980; Torabi, 2011). Low-K adakites are commonly found in active subduction zones.
Tectonic discrimination diagrams confirm that the studied volcanic and subvolcanic rocks are related to convergent plate settings (Figure 9), specifically continental margins. Primitive mantle -normalized diagrams show enrichment in LILE relative to HFSE (Figure 10). Spider diagrams reveal positive anomalies in Cs, Pb, Th, U, and K, and negative anomalies in Rb, Nb, Ti, and P. Chondrite-normalized REE diagrams indicate enrichment in LREE over HREE, with weak negative Eu anomalies in all samples. These geochemical features are typical of high-K calc-alkaline, adakitic, and shoshonitic magmas formed in subduction-related continental margins (Wilson, 1989; Rollinson, 1993; Tatsumi and Eggins, 1995). The magmas are likely contaminated by crustal material (Wilson, 1989) and derived from an enriched mantle source (Figures 12A and B). The host rocks are garnet lherzolites enriched in phlogopite, with partial melting rates below 20 % (Figure 13). Although the geochemical signatures resemble those of magmas formed in continental margin subduction zones, considering the age, it is likely that these rocks formed in a post-collisional tectonic setting within a supra-subduction zone.
Acknowledgement
We thank the reviewers for their valuable comments on an earlier draft of this paper

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

سنگ‏‌های آذرین محصول انجماد مواد مذابی هستند که خاستگاه آنها از ژرفای زمین است و از بررسی‏‌های سنگ‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی آنها اطلاعات ارزشمندی به‌دست می‏‌آید که به رده‌بندی و شناخت سنگ‏‌های آذرین، تاریخچه و تکامل ماگما، جایگاه زمین‏‌ساختی، نوع ماگما، ویژگی‏‌های سنگ خاستگاه و فلززایی و غیره کمک می‏‌کند (Morrison, 1980; Wilson, 1989; Müller et al., 1992; Middlemost, 1994; Shahabinejad et al., 2024). مجموعة آذرین آساگی در شمال‏‌باختری شهر زاهدان جای گرفته است و نزدیک‌‏‌ترین راه دسترسی به آن 150 کیلومتر درازا دارد. این مجموعه بخشی از یک پهنة ماگمایی با روند شمال‏‌باختری- جنوب‌خاوری است که از جنوب‌خاوری به سنگ‏‌های آذرین کله‌گر، تک‌تلار، چاهک، صاحبداد، ملک‌سیاه و کوه لار و از شمال‏‌باختری به سنگ‏‌های آذرین آبدوزک تا حیدرآباد و کوه لار و از شمال‏‌باختری به سنگ‏‌های آذرین آبدوزک تا حیدرآباد می‌رسد (Camp and Griffis, 1982; Moradi et al., 2016; Piri, 2018; Boomeri et al., 2020, 2022; Nazari et al., 2022) (شکل 1-A). این بررسی‏‌های نشان داده است سنگ‏‌های آذرین این پهنه دست‌کم در دو دوره پدید آمده‌اند. در دورة نخست سنگ‏‌های آذرین سن الیگوسن دارند و شامل ماگماتیسم بیرونی (گدازه و آذرآواری)، نیمه‏‌درونی و درونی و بیشتر پتاسیک هستند. سنگ‏‌های دوره نخست طیف ترکیبی گسترده‌ای از اسیدی تا الترابازیک دارند. سنگ‏‌های الترابازیک شامل لامیروفیرهای متشکل از الیوین و کلینوپیروکسن هستند (Jahantigh, 2025). بر پایة همین بررسی‏‌های سنگ‏‌های بررسی‏‌شده از نوع آلکالن، کالک‏‌آلکالن، کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی هستند. در دورة دوم، سنگ‏‌های آذرین با سن پلیوسن بیشتر به‏‌صورت گدازه‌های بیرونی و سدیک و شامل بازالت و بازالت‌آندزیتی آلکالن و کالک‏‌آلکالن هستند. ویژگی‏‌های این سنگ‏‌ها گویای وابستگی آنها به کمان‌های آتشفشانی در بالای پهنه فرورانش است. سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‏‌آتشفشانی بررسی‏‌شده در 10 کیلومتری جنوب-جنوب‌باختری مجموعة آذرین آساگی جای دارند که از دیدگاه زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی تا کنون بررسی نشده‌‌اند. هدف این مقاله بررسی زمین‌شناسی، سنگ‌نگاری و زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‏‌آتشفشانی در جنوب مجموعة آذرین آساگی است. داده‌های سنگ‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی ابزار مهمی برای تفکیک انواع سنگ‏‌ها، کانی‏‌شناسی، درک فرایندهای زایش و تحول ماگما، تبلوربخشی، محیط‌های زمین‏‌ساختی و فلززایی هستند. از آنجایی‌که این منطقه کمتر بررسی‏ ‌شده است، نتایج این بررسی اطلاعات تازه‌ای برای ماگماتیسم در این محدوده ارائه می‌دهد و به درک بهتر تحولات ماگمایی آن کمک می‌کند.

زمین‌شناسی ناحیه‌ای

مجموعة آذرین آساگی در پهنة زمین‌درز سیستان جای گرفته است (شکل 1-B) (Tirrul et al., 1983). پهنة زمین‌درز سیستان میان دو بلوک لوت در باختر و افغان در خاور جای دارد و شامل دو مجموعة افیولیتی (نه) در باختر و (رتوک) در خاور و حوضه رسوبی سفیدآبه در میان آنهاست (Tirrul et al., 1983). مجموعة رتوک و نه حاوی افیولیت‏‌هایی با سن کرتاسة پسین و سنگ‏‌های رسوبی نوع فلیش که به طور محلی دگرگون شدند با سن کرتاسة پسین تا ائوسن هستند (Tirrul et al., 1983). سنگ‏‌های آذرین سنوزوییک کم‌ و بیش در این دو مجموعة افیولیتی نفوذ کردند. در حوضه رسوبی سفیدآبه سنگ‏‌های آواری و سنگ‌آهک‌های مربوط به آب‏‌های کم‌ژرفا تا ژرف به‏‌صورت ضخامت بالا نزدیک به هشت کیلومتر پدید آمده‌اند (Tirrul et al., 1983). این حوضه میزبان سنگ‏‌های آذرین درونی، نیمه‏‌درونی و بیرونی بالایی است که نشان‌دهندة فعالیت‌های چندمرحله‌ای ماگماتیسم در طول دوران سنوزوییک هستند. مجموعة آذرین آساگی و محدودة بررسی‏‌شده در جنوب آن در حوضه سفیدآبه جای دارد، جایی‌که گسل‌های راستالغز در کنترل سنگ‏‌های ماگمایی منطقه نقش دارند (Bagheri and Damani Gol, 2020).

شکل 1. A) نقشة زمین‌شناسی بخشی از پهنة زمین‌درز سیستان (چهارگوش سرخ‌رنگ در شکل 1-B) که میزبان محدودة بررسی‏‌شده است؛ B) نقشة پهنه‌های زمین‌شناسی و ساختاری ایران و جایگاه پهنة زمین‌درز سیستان (Aghanabati, 2004) و محدودة بررسی‏‌شده در آن پهنه.

Figure 1. A) Geological map of a portion of the Sistan suture zone (highlighted by the red square in Figure 1B); B) Map of the geological and structural zones of Iran, showing the location of the Sistan suture zone (Aghanabati, 2004) and the position of the study area within this zone.

قدیمی‌‏‌ترین سنگ‏‌های جنوب مجموعة آذرین آساگی، برونزدهای محدودی از بقایای پوستة اقیانوسی یا بخش‌هایی از توالی افیولیتی کرتاسه هستند (Aghanabati, 1991). این برونزدها در محدودة نمونه‌برداری‌شده بیشتر لیستوینیتی شده‌اند و رنگ‏‌های سرخ، قهوه‌ای و کرم‌ نشان می‌دهند. بخش‌های کوچکی از رخسارة فلیش بیشتر شامل شیل با میان‏‌لایه‏‌هایی از مادستون با سن پالئوسن تا ائوسن در این محدوده برونزد دارند که در نزدیکیِ سنگ‏‌های آذرین بسیار دگرسان‌شده هستند. فراوان‌ترین واحدهای سنگی در محدودة بررسی‏‌شده، سنگ‏‌های آذرین بیرونی، نیمه‏‌درونی و دایک‌هایی با سن الیگوسن هستند که در توالی افیولیت و رخسارة فلیش نفوذ کردند (شکل 2).

 

 

شکل 2. نقشة زمین‌شناسی جنوب مجموعة آذرین آساگی که بر پایة تصویرهای ماهواره‌ای ساس‌پلانت و بررسی‏‌های صحرایی و آزمایشگاهی در محیط GIS رسم شده است.

Figure 2. The geological map of south of the Asagi igneous complex which is drawn by GIS based on Sas Planet satellite images and field and laboratory studies.

سنگ‏‌های آذرین به شکل تپه-ماهوری و کوه‏‌هایی به‌صورت مخروط، گنبد و استوک و دایک برونزد دارند. این سنگ‏‌های آذرین در نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی یک صدهزار چهل کوره و سیاسترگی (Aghanabati, 1991). آندزیت دانسته شده‌اند؛ اما بر پایة بررسی‏‌های صحرایی در این پژوهش، برون‌زدهای آذرین تنوع بسیاری دارند و سنگ‏‌هایی مانند آندزیت، داسیت، آندزی‏‌بازالت، تراکیت، سنگ‏‌های آذرآواری، برش آتشفشانی، دیوریت پورفیری و مونزونیت پورفیری شناسایی شدند. مجموعة آذرین و سنگ‏‌های میزبان در بیشتر بخش‏‌های محدودة بسیار دچار دگرسانی شده‏‌اند. واحد آندزیت گسترده‏‌‏‌ترین واحد آذرین در محدودة بررسی‏‌شده است که در برخی بخش‌ها دگرسان شده و ریخ‌شناسی اصلی خود را از دست‌ داده است؛ اما در برخی جاها مخروط‌های آنها به‏‌صورت منفرد و مرکب دیده می‏‌شوند (شکل 3-A). واحد داسیت نیز گسترش چشمگیری دارد و ریخت تپه‌ماهوری نشان می‌دهد؛ اما بسیار دگرسان شده است (شکل 3-B). واحد آذرآواری که در بخش زیرین برخی از مخروط‌ها یا گنبد‏‌های آتشفشانی دیده می‏‌شود، در بیشتر برون‌زدهایش به رنگ سفید است. این رنگ به‌خاطر دگرسانی و گسترش کانی‏‌های رسی در آنها است. واحد بازالت‌آندزیتی در بخش شمال‏‌باختری و باختر محدودة به‏‌صورت نواری ناپیوسته برونزد دارد. این واحد سنگی بیشتر به‏‌صورت تپه‏‌های کم‌ارتفاع هستند. روی بیشتر برون‌زدهای دگرسان‌شده، گدازه‏‌های سیاه‌رنگ بازالت‌آندزیتی به‏‌صورت کلاهک و دایک دیده می‏‌شوند. این گدازه‏‌ها بافت پورفیری دارند. واحد تراکیتی به‏‌صورت برونزدهای کوچکی در بخش‏‌ مرکزی محدودة بررسی‏‌شده دیده می‏‌شود. واحد دیوریت پورفیری از دیذگاه بافتی همانند آندزیت است و در ارتباط نزدیک با آنها دیده می‌شود و تفکیک آنها در صحرا شدنی نیست. واحد مونزونیت پورفیری در بخش شمالی محدودة به‏‌صورت یک تپة کوچک برونزد دارد. در سنگ‏‌های دگرسان شده استوک‌ورک‏‌های کوارتز و آثار پیریت‌های اکسیده وجود دارد.

شکل 3. عکس هایی از برون‌زدهای سنگ‏‌های آذرین در جنوب مجموعة آذرین آساگی A) عکس از مخروط‏‌های آندزیتی از نمای دور(رو به باختر) ؛ B) عکس از برونزد‏‌ داسیت و آندزیت‏‌های دگرسان‏‌ شده از نمایی گسترده (رو به جنوب‌باختری).

Figure 3. Photographs of outcrops of the igneous rocks in the south of the Asagi igneous complex A) A wide view of andesitic cones (view to the west); B) A wide view of dacite outcrops and altered andesites (view to the southwest).

نهشته‏‌های آبرفتی پراکنش گسترده‌ای در محدودة بررسی‏‌هایی دارند و شامل تپه‏‌های ماسه‏‌ای، دشت رسی، رسوبات آبرفتی جوان، بادبزن‏‌های گراولی و تراس‏‌های قدیمی (Qt1) و تراس‏‌های جوان (Qt2) هستند. دشت‌های آبرفتی با آبراهه‌های خشک فراوانی بریده شدند.

مرز بیشتر واحدهای سنگی گسله هستند (شکل 2). گسل‌ها بیشتر روند شمال‏‌باختری-جنوب‌خاوری و شمال‌خاوری-جنوب باختری دارند. در واقع این گسل‌ها به گسل‌های راستالغز باختر آساگی و خاور آساگی وابسته هستند که خود شاخه‌هایی از گسل نه خاوری به‌شمار می‌روند.

روش انجام پژوهش

این پژوهش بیشتر بر پایه بررسی‏‌های صحرایی و آزمایشگاهی است. طی عملیات صحرایی نزدیک به 100 نمونه از برونزدهای سنگ‏‌های آذرین سالم و دگرسان شده برداشت شد. از این نمونه‌ها شمار 24 مقطع نازک تهیه و سپس بررسی‏‌های سنگ‌نگاری با میکروسکوپ پلاریزان نور عبوری در دانشگاه سیستان و بلوچستان انجام شد. شمار 13 نمونه با کمترین دگرسانی برای اندازه‌گیری عنصرهای اصلی، فرعی و خاکی کمیاب برگزیده شدند. این نمونه‏‌ها در آزمایشگاه گروه زمین‏‌شناسی دانشگاه سیستان و بلوچستان، نخست خرد و سپس تا ابعاد کمتر از 70 میکرون (200 مش) پودر شدند. عنصرهای اصلی و شماری از عنصرهای فرعی به روش فلورسانس پرتوی ایکس (XRF) در دانشگاه تربیت‌مدرس اندازه‌گیری شدند. در این روش نخست از پودر نمونه ها، قرص پرسی تهیه و سپس اندازه‌گیری‏‌ها با دستگاه XRF مدل PW2404 انجام شد. عنصرهای خاکی کمیاب و عنصرهای کمیاب با روش طیف‌سنج جرمی با پلاسمای جفت‌شدة القایی (ICP-MS) در آزمایشگاه نوین شیمی‌یار در تهران اندازه‌گیری‌شده‌اند. در این آزمایشگاه پیش از تجزیه، محلول‌سازی به روش چهار اسید انجام شده است. برای رسم نقشه‌ها و نمودار‌های سنگ‌شناسی، از نرم‌افزارهای GIS، GCDkit و EXCEL بهره گرفته شده است. در پایان، اطلاعات حاصل از بررسی‏‌های صحرایی و آزمایشگاهی تلفیق و پردازش و تفسیر آنها انجام شده است.

سنگ‏‌نگاری

سنگ‌نگاری نمونه‌های بررسی‌شده نشان می‌دهد سنگ‏‌های آذرین بیرونی، درونی و نیمه‏‌درونی محدودة بررسی‏‌شده آندزیت، بازالت‌آندزیتی، داسیت، تراکیت، کوارتز مونزونیت پورفیری و دیوریت پورفیری هستند که به شرح زیر توصیف می‌شوند:

آندزیت: این سنگ در نمونة دستی به رنگ خاکستری با لکه‏‌های سفید دیده می‌شود. بافت آندزیت‏‌ها پورفیری است که 40 درصد آن را زمینه و 60 درصد آن را درشت‌بلورها فرا گرفته‌اند (شکل 4-A). پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کمی کوارتز از درشت‌بلورهای این سنگ هستند. درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز نزدیک به 75 درصدحجمی از کل درشت‌بلورها و 45 درصد حجم سنگ را در بر می‌گیرند. این کانی در PPL بی‌رنگ تا خاکی‌رنگ و در XPL بیرفرنژانس خاکستری و تیره نشان می‌دهد. بلورهای آن شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار است و بیشینة طول آنها به 2 میلیمتر می‏‌رسد. ماکل پلی‏‌سینتتیک و منطقه‏‌بندی از ویژگی‏‌های آشکار بلورهای پلاژیوکلاز در XPL است. بافت‌های غربالی و حاشیه‌های خورده‌شده گاه دیده می‌شوند (شکل 4-A). بیشتر بلورهای این کانی کمابیش به کانی‏‌های رسی، سریسیت، کلسیت و کلریت دگرسان شده‌اند. درشت‌بلورهای آمفیبول از 5 تا 10 درصد حجم درشت بلورها را شامل می‌شوند و در PPL به رنگ‏‌های قهوهای و سبز و چندرنگی مشخص و برجستگی کمابیش قوی و در XPL بیرفرنژانس قوی و خاموشی مایل دارند. این آمفیبول‌ها از نوع هورنبلند هستند و مقاطع عرضی شش‌گوش و مقاطع طولی مستطیلی شکل کشیده و مشخصی دارند. برخی بلورهای هورنبلند حاشیة تیره و سوخته دارند. بیشتر بلورهای این کانی با بیوتیت، کلریت، کلسیت، اپیدوت، اکسید آهن و دیگر کانی‏‌های ثانویه جانشین شده‏‌اند و در چند مقطع، این بلورها سریسیتی، کربناتی و اپاسیتی شده‏‌اند. بلورهای بیوتیت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند. بیشینة اندازه آنها به 1 میلیمتر می‏‌رسد. بیشتر بلورهای بیوتیت تخریب و به کلریت تجزیه شده‏‌اند و گاه بیوتیت‏‌ها از نوع ثانویه هستند و احتمالاً بر اثر دگرسانی هورنبلند پدید آمده‏‌اند. بلورهای کوارتز بیشتر به‏‌صورت ریزدانه و بیشتر ثانویه هستند و به شکل پرکننده فضاهای خالی و یا به‏‌صورت جانشینی گسترش یافته‏‌اند. گاه چند دانه بلور کوارتز اولیه گردشده خوردگی دارند و یا چشم کوارتز در آندزیت‏‌ها دیده می‏‌شوند. دلیل گرد‏‌شدگی و خوردگی کوارتز هضم و انحلال یا نبود تعادل آن با ماگمای به‌جامانده است.

داسیت: این سنگ نیز بافت پورفیری با 50 درصد زمینه و 50 درصد درشت‌بلورها دارد (شکل 4-B). زمینة این سنگ دانه‏‌ریز است و بیشتر از بلورهای ریز سانیدین، پلاژیوکلاز، کوارتز و کانی‏‌های رسی تشکیل شده‏‌ است. درشت‌بلورها شامل پلاژیوکلاز، سانیدین، کوارتز و بیوتیت هستند. بلورهای پلاژیوکلاز نزدیک به 60 درصدحجمی کل درشت‌بلورها را شامل می‏‌شود. در نور PPL بی‌رنگ و کدر و در نور XPL تیره و خاکستری دیده می‏‌شوند. ماکل پلی‌سینتیتیک و پهنه‌بندی در برخی از بلورهای پلاژیوکلاز تشخیص داده می‏‌شود. بلورهای پلاژیوکلاز شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار و در حاشیه به‏‌صورت خورده‌شده و شکسته‌شده دیده می‌شوند. بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر به سریسیت، کلسیت و کانی‏‌های رسی تجزیه شده‏‌اند. بلورهای این کانی بیشتر کوچک و بیشینة طول آنها به 2 میلیمتر می‏‌رسد. یکی از ویژگی‏‌های این سنگ وجود کوارتزهای دانه‏‌ای، گردشده و چشم کوارتز است که در PPL شفاف‏‌‏‌ترین بلورها هستند (شکل 4-B). اندازة بلورهای کوارتز از 1/0 میلیمتر کمتر است (شکل 4-B). بلورهای سانیدین بی‏‌شکل تا شکل‏‌دار هستند و بیشتر به کانی‏‌های رسی تجزیه شده‌اند. اندازة بلورهای بیوتیت از 1/0 میلیمتر کمتر است و بلورها نیمه‌شکل‏‌دار هستند. برخی از آنها جانشین هورنبلند شده‌اند. کانی‏‌های کدر در این سنگ به‏‌صورت سیاه‌رنگ گسترش دارند که احتمالاً برخی از آنها پیریت‏‌های اکسیده‌شده و هماتیتی‌شده هستند. در پیرامون برخی از این کانی‏‌های کدر، هالة سرخ‌رنگی دیده می‏‌شود (شکل 4-B).

تراکیت: این سنگ بافت پورفیری و میکرولیتیک پورفیری دارد و از یک زمینة دانه‌ریز و چندین کانی درشت‌بلور ساخته شده است. زمینة این سنگ بیشتر بلورین است و شامل بلورهای ریز و باریک پلاژیوکلاز به‏‌صورت سوزنی و جریانی است (شکل 4-C). در زمینه، دانه‏‌های ریز کانی‏‌های کدر، سریسیت، کلسیت، کانی‏‌های رسی و ذرات ریز کانی‏‌های فرومنیزین نیز دیده می‌شوند. درشت‌بلورها شامل سانیدین، پلاژیوکلاز، اوژیت، هورنبلند و بیوتیت هستند. بلورهای سانیدین فراوان‌‏‌ترین درشت‌بلور در تراکیت است که نزدیک به 50 درصد درشت‌بلورها را شامل می‏‌شوند. بیشینة اندازة درشت‌بلورهای سانیدین در زیر میکروسکوپ به 4 میلیمتر می‌رسد (شکل 4-C). بلورهای آن ن به‏‌صورت باریک و کشیده و هم به‏‌صورت کوتاه و قطور هستند. در برخی از نمونه‌های دستی بلورهای سانیدین تا بیش از یک‌ سانتیمتر نیز درازا دارند و مگاکریست هستند. بلورهای پلاژیوکلاز تا 5/1 میلیمتر طول دارند و بیشتر نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‌شکل است و نشانه‌هایی از سریسیتی‌شدن دارد. بلورهای اوژیت شکل‌دار و مقاطع طولی آنها تا 2 میلیمتر درازا دارند. این کلینوپیروکسن‏‌ها بر اثر تجزیه‌شدگی تخریب شده‌ و بخش‌هایی از بلورهای آن از میان رفته است. برخی از آنها با اورالیت و بیوتیت جانشین شده‌اند. بیشتر بیوتیت و هورنبلند‏‌های اولیه تجزیه شده‌اند و ریزبلور هستند.

بازالت‌آندزیتی: بافت آندزی‏‌بازالت نیز پورفیری است که از نزدیک به 45 درصد زمینه و 55 درصد درشت‌بلور ساخته شده است. درشت‌بلورها در این سنگ شامل پلاژیوکلاز، اوژیت و آمفیبول و بیوتیت هستند. زمینة ریزبلور این سنگ بیشتر از پلاژیوکلاز، کانی‏‌های فرومنیزین، کانی‏‌های رسی، کلسیت و سریسیت ساخته شده است. حجم بلورهای پلاژیوکلاز نزدیک به 75 درصد کل درشت‌بلورهاست. بیشینة اندازه این بلورها به 2 میلیمتر می‏‌رسد و به‏‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند. پلاژیوکلازها نشانه‌هایی از سریسیتی‌شدن و کلسیتی‌شدن نشان می‌دهند و در برخی از بلورهای آنها حاشیة واکنشی و بافت غربالی نیز دیده می‌شود. رگچه‏‌های قرمزرنگ که احتمالاً اکسیدهای آهن باشند در برخی از مقاطع این سنگ‏‌ها به‌ویژه درون پلاژیوکلازها نفوذ کرده‏‌اند. بلورهای آمفیبول بیشتر به‏‌صورت هورنبلند بازالتی هستند. هورنبلندهای بازالتی آواری، اپاسیتیزه و سوخته شدند (شکل 4-D).

شکل 4. عکس‏‌های میکروسکوپی از برخی سنگ‏‌های آذرین در جنوب مجموعة آذرین آساگی؛ A) بافت پورفیری با درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در آندزیت؛ B) داسیت با درشت‌بلورهای کوارتز گردشده و فلدسپار؛ C) تراکیت با درشت‌بلورهای سانیدین در زمینه‌ای ریزبلور؛ D) آندزی‏‌بازالت با درشت‌بلورهای پلازیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول در یک زمینه دانه ریزاست؛ E) دیوریت پورفیری شامل درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و بیوتیت در زمینة دانه‌ریز؛ F) کوارتز مونزونیت پورفیری بیشتر از درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و ارتوکلاز و اندکی کوارتز‏‌های ریزدانه‌تر ساخته شده است (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans , 2010).

Figure 4. Photomicrographs of some igneous rocks in the south of Asagi igneous complex; A) Andesite with porphyry texture contains plagioclase phenocrysts; B) Dacite contains rounded quartz and feldspar phenocrysts; C) Trachyte contains sanidine phenocrysts in a microcrystalline background; D) Andesibasalt contains plagioclase, clinopyroxene, and amphibole phenocrysts in a fine-grained background; E) Diorite porphyry including plagioclase and biotite phenocrysts in a fine-grained background; F) Quartz monzonite porphyry composed mostly of plagioclase and orthoclase phenocrysts, and little finer-grained quartz (Abbreviations from Whitney and Evans (2010))

درشت‌بلورهای این کانی شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و بیشینة مقاطع طولی آنها به 1 میلیمتر می‏‌رسند. در برخی بلورهای هورنبلند، اکسید آهن وجود دارد و گاه هورنبلندها به بیوتیت تجزیه شدند. هورنبلندهای سبز نیز به مقدار کمی در این مقاطع یافت می‌شوند. این بلورها با کلسیت و دیگر کانی‏‌های ثانویه جانشین شده‏‌اند. اندازة بلورهای هورنبلند سبز از 1 میلیمتر کمتر است. گاه این بلورها حاشیة تیره و سوخته دارند (شکل 4-D). بلورهای اوژیت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و بیشینة اندازه بلورهای آن به 5/0 میلیمتر می‏‌رسد (شکل 4-D). بلورهای اوژیت گاهی به‏‌صورت تجمع گلومروپورفیریک دیده می‌شوند و گاه در امتداد شکستگی‏‌ها تجزیه و گاه به‏‌صورت کامل با کلسیت جانشین شد‏‌ه‏‌اند.

دیوریت پورفیری: این سنگ بافت پورفیری با 30 درصد زمینه و 70 درصد درشت‌بلور دارد. در بیشتر نمونه‌ها، زمینه به‏علت دگرسانی تخریب شده است و از بلورهای فلدسپار تجزیه‌شده به کانی‏‌های رسی، سریسیت و کلسیت ساخته شده است. بلورهای ریز کانی‏‌های کدر در زمینة فراوان هستند. درشت‌بلورها بیشتر شامل پلاژیوکلاز و بیوتیت هستند (شکل 4-E). پلاژیوکلاز نزدیک به 70 درصد درشت‌بلورها را شامل می‌شوند. بلورهای آن شکل‌دار و نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و بیشتر از یک میلیمتر و گاهی تا 2 میلیمتر طول دارند. این بلورها بیشتر به سریسیت و کانی‏‌های رسی و کربنات تجزیه شده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که برخی درشت‌بلورهای اولیة آن به‌طور کامل با کلسیت جانشین شدند. بیوتیت تا نزدیک به 10 درصد در این سنگ یافت می‌شود و بیشتر شکل‌دار و نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و اندازة آنها تا 5/0 میلیمتر می‌رسد ( شکل 4-E). هورنبلند سبز با اندازة کمتر از یک میلیمتر نزدیک به 10 درصد این مقطع را تشکیل می‌دهند. بلورهای بیوتیت و هورنبلند کم و بیش به کلریت تجزیه شده‌اند. کانی‏‌های کدر تا 5 درصد در این سنگ یافت می‌شوند. کانی‏‌های کدر بیشتر از نوع پیریت‏‌های اکسیدشده هستند.

کوارتزمونزونیت پورفیری: این سنگ بافت پورفیری تا گرانولار دارد که زمینه 25 درصد و درشت‌بلورها 75 درصد هستند. زمینه بیشتر از کوارتز و فلدسپار‌های ریز تا متوسط بلور تشکیل شده است. درشت‌بلورها شامل اورتوز و پلاژیوکلاز هستند (شکل 4-F). فلدسپار‌ها احتمالاً 95 درصد درشت‌بلورها هستند که در PPL بی‌رنگ و کمی خاکی و کثیف هستند و در XPL تیره و خاکستری دیده می‌شوند. ارتوکلاز با ماکل کارلسباد و پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتیتیک و زونینگ قابل ‌تشخیص است. برخی از آنها تا 3 میلیمتر طول دارند و بیشترشان نیمه‏‌شکل‏‌دار تا شکل‌دار هستند. کوارتز 20 درصد بلورها را شامل می‌شود که بیشتر مرتبط به مراحل آخر انجماد ماگما و حتی از نوع گرمابی است و در فضاهای خالی میان بلورها گسترش دارد. آغشتگی اکسید آهن در برخی جاها دیده می‌شود. کانی‏‌های کدر نزدیک به یک درصد هستند.

بیشتر سنگ‏‌های آذرین بررسی‏‌شده بسیار دگرسان شده‏‌اند و دگرسانی‏‌های پروپیلیتیک، آرژیلیک، فیلیک و سیلیسی و گاهی استوک‌‌ورک‌های کوارتزوپیریت اکسیده در آنها دیده می‌شوند.

زمین‏‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ‏‌های آذرین بررسی‏‌شده در جدول 1 آورده شد‌ه‌اند. در این جدول مقادیر اکسیدهای اصلی به‏‌صورت درصدوزنی (Wt. %) و عنصرهای کمیاب به‏‌صورت بخش در میلیون (ppm) نشان داده شده‌اند. زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آذرین در شناخت سنگ‏‌های آذرین کاربرد بالایی دارد و بیشتر برای شناخت تحولات ماگمایی، رده‌بندی سنگ‏‌ها، نوع ماگما، جایگاه زمین‏‌ساختی، خاستگاه ماگما و سنگ‌زایی استفاده می‌شوند.

زمین‏‌شیمی عنصرهای اصلی

مقدار SiO2 در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده از 66/53 تا 34/66 درصدوزنی متغیر است (جدول 1). در نمودارهای هارکر (Harker, 1909) در شکل 5 برای بیشتر نمونه‌ها، با افزایش مقدار SiO2، مقدار اکسیدهای اصلی مانند P2O3، TiO2 CaO، MgO، Fe2O3 و Al2O3 کاهش و مقدار K2O افزایش می‌یابند. چنین وابستگی میان این عنصرها یک ارتباط معمول است که چه‏‌بسا نشان‏‌دهندة جدایش بلوری ماگمایی باشد (Rollinson, 1993). وابستگی میان SiO2 و Na2O در نمودار هارکر ضعیف است و روند کاهشی یا افزایشی نشان نمی‌دهند و توزیع نمونه‌ها به‏‌صورت پراکنده است. همبستگی ضعیف میان SiO2 و Na2O و برخی دیگر از اکسید‏‌های اصلی چه‏‌بسا پیامد تأثیر هوازدگی و دگرسانی گرمابی بر سنگ‏‌های بررسی‏‌شده یا پیامد پیدایش آنها از ماگماهای متفاوت باشد.

جدول 1. مقدار عنصرهای اصلی (wt. %) و عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب (ppm) در سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‏‌آتشفشانیِ جنوب مجموعة آذرین آساگی.

Table 1. Major (in wt. %), rare earth, and trace element (in ppm) concentrations in the volcanic and subvolcanic rocks in south of Asagi igneous complex.

Samples No.

J321

J322

J36

J40

J38

J29

J49

J18

SiO2

53.7

54.7

56.5

64.1

62.2

62.5

63.5

66.1

TiO2

0.76

0.79

0.35

0.4

0.55

0.53

0.55

0.35

Al2O3

13.7

14

17.1

13.5

13.2

13.7

14.2

13.6

Fe2O3

5.06

5.1

3.02

3.08

4.06

4.46

3.83

2.84

CaO

7.76

6.58

3.74

4.15

5.71

5.29

5.45

4.03

MgO

5.03

4.71

0.54

3.24

3.63

2.98

2.89

2.31

MnO

0.11

0.12

0.14

0.05

0.09

0.08

0.08

0.06

K2O

4.69

5.29

8.93

3.58

3.29

3.29

3.25

3.88

Na2O

3.19

3.55

4.15

3.69

2.9

3.24

3.64

3.27

P2O5

0.57

0.61

0.11

0.26

0.32

0.32

0.4

0.25

LOI

5.08

4.21

4.87

3.63

3.31

3.3

2

3.14

Total

99.7

99.6

99.4

99.7

99.3

99.7

99.8

99.8

K2O/Na2O

1.5

1.5

2.2

1

1.1

1

0.9

1.2

Ba

1760

1591

2226

1288

1334

998

1130

1028

Co

11

12.3

5

7.8

9.6

8.7

8

5.6

Cr

76.5

82.5

14.1

53.4

78.9

60.4

54.7

39.1

Ga

21.6

21

23.1

22.8

19.2

20.1

17.8

18.3

Li

31.5

16.9

201.9

47.1

28.9

23.5

10.2

35.4

Ni

31.2

25.7

<5

17.1

41.7

49.8

26.7

15.4

Pb

35.1

33.3

69.3

26.9

35.3

26.4

30.5

36.1

Sr

1589

1469

2674

739

793

788

843

653

V

86.2

90.1

67.3

43.8

70.8

56.1

52.1

39.6

Y

16.7

17.2

27.4

9.5

11

9.2

11.1

9.8

Zr

180.8

186

356.2

60.1

129.5

87.5

79.4

62.3

Rb

159.8

159.4

255.7

125

96.3

88.2

91.2

127.3

Nb

23.8

23.6

31.1

14

14.5

12.6

16.2

9.9

Cs

6.8

7

43.2

6.5

5.4

5.2

6.3

10.9

La

93

97

165.4

44.7

53.9

48.1

44.5

48.5

Ce

271

310.2

313.8

170

196.1

124.8

175.9

82.6

Pr

20

18.8

25.1

8.5

10.6

8.7

9.9

9.2

Nd

71.7

74.4

88.1

27.8

35

33.9

38.1

29.8

Sm

9.6

8.9

10.5

3.5

4.6

3.9

4.4

4

Eu

1.8

1.6

2.1

0.9

1.1

0.8

1.1

0.9

Gd

9.1

9.4

11.5

4.6

7.7

4.6

6

4

Tb

1.1

0.7

1.1

0.4

0.6

0.4

0.6

0.5

Dy

3.5

4.5

5.1

2.4

2.6

2.2

3.1

2.6

Ho

0.6

0.6

0.8

0.6

0.5

0.3

0.4

0.5

Er

1.8

3.6

3.2

1.5

1.8

1.2

2.2

1.5

Tm

0.3

0.4

0.6

0.2

0.3

0.3

0.3

0.1

Yb

1.7

1.4

2.1

1.2

1.2

0.9

1.3

0.9

Lu

0.2

0.1

0.3

0.1

0.2

0.2

0.1

0.1

Hf

3.4

3.7

5.2

2.2

3.3

2.3

2.1

2.2

Ta

0.2

0.2

0.6

0.2

0.2

0.1

0.1

0.3

Th

38.2

36.4

56.2

29.6

29.9

22.3

17.2

34.3

U

8.5

7.5

13

6.3

6.6

4.8

4.2

7.9

(La/Yb)N

46

58.2

66.2

31.3

37.7

44.9

28.8

45.3

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Samples No.

J46

J20

J10

J9

J23

SiO2

64.4

65

66.3

65.8

59.6

TiO2

0.44

0.34

0.44

0.37

0.53

Al2O3

13.6

14

14.1

14.2

13.9

Fe2O3

3.24

2.96

3.59

2.65

3.82

CaO

4

4.31

5.39

3.2

5.35

MgO

3.47

1.93

2.35

1.15

3.95

MnO

0.08

0.07

0.09

0.09

0.09

K2O

3.48

3.19

1.75

5.14

4.93

Na2O

3.49

3.51

3.48

3.74

2.97

P2O5

0.28

0.19

0.2

0.14

0.45

LOI

3.36

4.4

2.07

3.2

4.15

Total

99.8

99.8

99.8

99.7

99.7

K2O/Na2O

1

0.9

0.5

1.4

1.7

Ba

1432

882

1127

925

1440

Co

7

5

6.3

5

8.3

Cr

48.9

30.9

45.4

19.5

47.3

Ga

18.5

18.1

18.7

18

19.5

Li

31.2

29.2

7.2

18.2

32.3

Ni

21

<5

19.6

9

16.5

Pb

28.8

31.9

10.4

43.6

40

Sr

699

495

801

824

979

V

44

32.9

48.2

32.8

47.6

Y

10

8.7

8.6

13.5

14.3

Zr

87.3

73.6

122

80.1

74.3

Rb

131.7

102.7

45.6

157.6

156.5

Nb

12.5

7.1

7.4

8.3

8.8

Cs

8.2

10.7

8

8.1

9.6

La

46.9

35.2

26.2

62.7

79.9

Ce

185.4

165.2

160.5

117.8

223.5

Pr

9.4

7.7

6.9

12.6

15.9

Nd

31.2

28.4

27.1

44

54.6

Sm

4.1

3.1

3.2

5.9

7.1

Eu

1

0.7

0.9

1.2

1.5

Gd

5.6

4.7

3.8

5.9

7.5

Tb

0.5

0.4

0.5

0.7

0.9

Dy

2.4

2.4

2.6

3.2

4.2

Ho

0.4

0.3

0.5

0.6

0.6

Er

2.3

3.1

2.5

1.9

3.6

Tm

0.2

0.2

0.4

0.3

0.3

Yb

0.9

1

1.1

1.4

1.5

Lu

0.1

0.1

0.1

0.1

0.2

Hf

2.7

2.3

3.3

1.7

2.4

Ta

0.2

0.1

0.2

0.2

0.3

Th

32

21.9

13

28.9

49.9

U

7.2

4.4

2.8

4.9

9

(La/Yb)N

43.8

29.6

20

37.6

44.7

مقدار TiO2 در نمونه‌های بررسی‏‌شده از یک درصد کمتر و برابرا با 33/0 تا 79/0 درصدوزنی است. تیتانیم نیز مانند آهن عنصری است که در مراحل آغازین تبلور ماگما در ساختمان کلینوپیروکسن و اکسیدهای تیتانیم و آهن شرکت می‏‌کند (Aragon et al., 2003) و ازاین‌رو سنگ‏‌های بازیک نسبت به سنگ‏‌های اسیدی تیتانیم بیشتری دارند. بنابراین کاهش TiO2 با افزایش SiO2 یک روند معمول هنگام رخداد جدایش بلورین و تبلور ماگماست. مقدار TiO2 در یکی از نمونه‌های بازیک بسیار کمتر از دیگر نمونه‌هاست که چه‏‌بسا نشان‌دهندة خاستگاه‌گرفتن سنگ‏‌های بررسی‏‌شده از ماگماهای متفاوت باشد.

در بیشتر نمونه‌های تجزیه‌شده مقدار Al2O3 از 21/13 تا 54/14 درصدوزنی در نوسان است؛ مگر یک نمونه که مقدار Al2O3 در آن برابر 06/17 درصدوزنی است. کاهش Al2O3 با افزایش SiO2 به‌طور طبیعی پیامد جدایش بلورین ماگما و احتمالاً جدایش پلاژیوکلازهای کلسیم‏‌دار در گونه‌های مافیک‌تر است (Mason and Moore, 1982)؛ هرچند در نمونه‌های بررسی‏‌شده، ارتباط معکوس Al2O3 و SiO2 ضعیف است که چه‏‌بسا پیامد خاستگاه‌گرفتن آنها از ماگماهای گوناگون باشد.

وابستگی میان مقدار Na2O و K2O با SiO2 در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده ضعیف است و توزیع آنها در نمودار هارکر نشان‏‌دهندة پیدایش نمونه‌ها از ماگماهای متفاوت است. برخی پراکندگی‏‌ها چه‏‌بسا پیامد تأثیر عواملی مانند هوازدگی و دگرسانی باشند. در حالت عادی با افزایش مقدار SiO2، مقدار K2O و Na2O افزایش می‏‌یایند؛ زیرا این عنصرها در آغاز جدایش بلوری ماگمایی در ساختمان کانی‏‌ها وارد نمی‏‌شوند و در مذاب به‌جا ‏‌می‌مانند و در پایان، در ساختمان کانی‏‌های سدیم‏‌دار مانند ارتوکلاز، پلاژیوکلاز و میکاها وارد می‏‌شوند (Mason and Moor, 1982).

مقدار منیزیم در یکی از نمونه‏‌ها کمابیش ناچیز و برابر با 54/0 درصدوزنی است و در دیگر نمونه‌ها از 93/1 تا 03/5 درصدوزنی در نوسان است. منیزیم نیز مانند دیگر عنصرهای سازگار در آغاز فرایند جدایش بلوری ماگمایی از ماگما جدا می‌شود و به ساختمان الیوین و پیروکسن وارد می‌شود. با تبلور و جدایش این کانی‌ها از ماگما میزان MgO در ماگما با کاهش رو‌به‌رو می‏‌شود (Cook et al., 2005). مقدار CaO در نمونه‌های بررسی‏‌شده از 2/3 تا 65/7 درصدوزنی در نوسان است.

شکل 5. نمودارهای هارکر (Harker, 1909) برای عنصرهای اصلی در برابر SiO2 (بر پایة درصدوزنی) برای نمونه‌های جنوب مجموعة آذرین آساگی.

Figure 5. Harker diagrams (Harker,1909) of the major elements versus SiO2 (in w.%) for the samples from he south of Asagi Igneous Complex.

روند کاهشی تغییرات CaO با افزایش SiO2 به این دلیل است که عنصر کلسیم در آغاز تبلور ماگما در ساختمان کانی‏‌هایی مانند کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز کلسیم‏‌دار شرکت می‏‌کند. در نتیجه در پی تبلور و جدایش این کانی‏‌ها از ماگما، میزان عنصر کلسیم در ماگما در پایان جدایش بلورین کمترین میزان است (Calanchi et al., 2002). در ارتباط کلسیم با سیلیس نیز شماری از نمونه ها، پراکندگی نشان می‏‌دهند که چه‏‌بسا پیامد انجماد آنها از ماگماهای گوناگون باشد (شکل 5). همچنین، کلسیت ثانویه در بیشتر نمونه‏‌های بررسی‏‌شده یات می‌شود و برخی از پراکندگی‏‌ها به این دلیل هستند.

رفتار P2O5 شبیه عنصرهای سازگار است و مقدار آن در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده (مگر نمونة 136) با افزایش SiO2 کاهش یافته است. نمودارهای هارکر نشان می‏‌دهند مقدار عنصرهای این نمونه با دیگر نمونه‌ها متفاوت است. مقدار K2O و Al2O3 این نمونه بسیار بالا و MgO آن کم است. افزون‌بر این، دو نمونه‌ای که کمترین مقادیر SiO2 را دارند ارتباط ضعیفی با دیگر نمونه‌ها نشان می‌دهند. این تفاوت‏‌های نشان‏‌دهندة رخداد ماگماتیسم‏‌های متقاوت در محدودة بررسی‏‌شده است.

مقادیر اکسید‏‌های آهن در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده از 65/2 تا 1/5 درصدوزنی در نوسان است. روند کاهشی FeOt با افزایش میزان SiO2 یک روند معمول است و اصولاً مقادیر اکسید‏‌های آهن از سنگ‏‌های بازیک به‌سوی سنگ‏‌های اسیدی کاهش می‏‌یابد و دلیل آن مصرف‌شدن عنصر آهن در ساختمان کانی‏‌هایی مانند مگنتیت، کلینوپیروکسن و آمفیبول است (Calanchi et al., 2002). ارتباط میان مقدار اکسید‏‌های آهن با اکسید سیلیسیم قوی نیست و شماری از نمونه‏‌های از روند اصلی خارج هستند که چه‏‌بسا پیامد پیدایش آنها از ماگماهای متفاوت باشد.

در نمودار هارکر در شکل 6 برای عنصرهای فرعی با افزایش SiO2 مقدار Ba، Cr، Sr و Rb کاهش می‏‌یابند. در این نمودارها، توزیع نمونه‌ها از روند خطی پراکندگی بالایی را نشان می‏‌دهند که مانند عنصرهای اصلی نشان‏‌دهندة چندین نسل سنگ آذرین در محدودة بررسی‏‌شده است. در اینجا نیز نمونه بازیک‌تر مقدار کمی کروم دارد. کاهش کروم در سنگ‏‌های بازیک یک روند غیرعادی است. این عنصر بیشتر وارد ساختمان اسپینل، الیوین و پیروکسن می‌شوند و در سنگ‏‌هایی که فاقد این کانی‏‌ها باشند مقدار کروم ناچیز است. کاهش مقدار Ba و Sr به‌سوی سنگ‏‌های اسیدی مرتبط با تبلور پلاژیوکلاز کلسیم‏‌دار در مراحل آغازین جدایش بلوری ماگمایی است. بالا‏‌ترین مقدار Rb در نمونه ای است که پتاسیم و آلومینیم بالا و منیزیم کم دارد. مقدار این عنصر در دو نمونه که مقادیر پتاسیم بالا و سیلیس کمی دارند نسبت به سنگ‏‌های اسیدی بیشتر است. همچنین، در سنگ‏‌های اسیدی مقدار روبیدیم با افزایش مقدار SiO2 افزایش می‏‌یابد و همان روندی را دارند که K2O با SiO2 دارد. گمان می‌رود Rb با پتاسیم و پیدایش ارتوکلاز مرتبط باشند.

طبقه‌بندی زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های آذرین

برای رده‌بندی سنگ‏‌های آذرین بر پایة زمین‏‌شیمی آنها از نمودار Nb/Y در برابر Zr/Ti و نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O بهره گرفته شد. نمودار Zr/Ti در برابر Nb/Y برای رده‌بندی سنگ‏‌های آذرین بیرونی به‌کار می‌رود که بر پایة عنصرهای نامتحرک رسم می‏‌شوند و به‌ندرت تحت‌تأثیر هوازدگی و دگرسانی قرار می‏‌گیرند. بر پایة این نمودار سنگ‏‌های آذرین جنوب مجموعة آذرین آساگی در گسترة آندزیت‌بازالتی، آندزیت، تراکی‌آندزیت و تراکیت و آلکالی‌بازالت جای گرفته است (شکل 7-A) که تا اندازه‏‌ای با یافته‌های به‌دست‌آمده از بررسی‏‌های سنگ‌نگاری همخوانی دارد. نمودارهای SiO2 در برابر Na2O+K2O یا TAS از مهم‏‌ترین نمودارها برای رده‌بندی سنگ‏‌های آذرین هستند؛ زیرا بر پایة عنصرهایی پیشنهاد شده‏‌اند که از سازنده‌های اصلی این سنگ‏‌ها هستند (Middlemost, 1994; Le Bas et al., 1986). بر پایة نمودار TAS (Le Bas et al., 1986) نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة تراکیت، تراکی‌آندزیت، تراکی‌داسیت، داسیت و فنولیت جای گرفتند (شکل 7-B).

یافته‌های به‌دست‌آمده از این رده‌بندی با یافته‌های به‌دست‌آمده از سنگ‏‌نگاری یکسان نیستند که چه‏‌بسا این امر پیامد اثرات دگرسانی باشد. در این نمودار، سنگ‏‌های آذرین بر پایة میزان SiO2 به انواع الترابازیک، بازیک، اسیدی و حد واسط نیز رده‌بندی شده‎اند و همچنین، این نمودار با یک خط ممتد به دو محدودة آلکالی و ساب‌آلکالی دسته‌بندی شده است. بر پایة این نمودار سنگ‏‌های آذرین منطقه حد واسط و اسیدی هستند و برخی از آنها ساب‌آلکالی و برخی دیگر آلکالی هستند (شکل 7-B).  

شکل 6. نمودارهای هارکرِ (Harker, 1909) عنصرهای فرعی (بر پایة ppm) در برابر SiO2 (بر پایة درصدوزنی) برای نمونه‌های جنوب مجموعة آذرین آساگی.

Figure 6. Harker Diagrams (Harker,1909) of minor elements (in ppm) versus SiO2 (in Wt.%) for samples from south of the Asagi Igneous Complex.

 شکل 7. رده‌بندی شیمیایی سنگ‏‌های آذرین در جنوب مجموعة آذرین آساگی در A) نمودار Nb/Y در برابر Zr/Ti (Pearce 1996)؛ B) نمودار TAS (Le Bas et al., 1986).

Figure 7. Chemical classification of igneous rocks in south of the Asagi igneous complex in A) Nb/Y- Zr/Ti diagram (Pearce 1996); B) TAS diagram (Le Bas et al., 1986).

سری ماگمایی

ماگماها بسته به سنگ منبع، شرایط پیدایش و نرخ ذوب ویژگی‌هایی متفاوتی دارند و ترکیب و کانی‏‌شناسی سنگ‏‌های پدیدآمده از آنها می‏‌توانند بازتابی از این ویژگی‌ها باشند. سنگ‏‌های یک سری ماگمایی با وجود ترکیب‏‌های متفاوت ویژگی‏‌های  مشترک و همبستگی‏‌های معینی دارند. سنگ‏‌های محدودة بررسی‏‌شده از نوع آلکالن و نوع ساب‌آلکالن هستند. نمونه‌هایی که در محدودة آلکالن جای گرفته‌اند نسبت بالای پتاسیم به سدیم دارند. با توجه به مقدار بالای پتاسیم و کانی‏‌شناسی نمونه‌ها می‌توان گفت این نمونه‌ها به سری شوشونیتی متعلق هستند. بر پایة نمودار SiO2-K2O نمونه‏‌های بررسی‏‌شده بیشتر در دو محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفته‌اند و یک نمونه در محدودة سری کالک‌آلکالن جای گرفته است (شکل 8-A) و یک نمونه بیرون از محدودة نشان‌داده‌شده در این نمودار است. رسم نمونه‌های بررسی‌شده روی نمودار Co-Th نیز نشان‏‌دهندة تعلق آنها به سرهای ماگمایی کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی است (شکل 8-B).

گمان می‏‌رود نمونه‌های بررسی‏‌شده، برخی ویژگی‏‌های شیمیایی آداکیت‌ها و شبه‌آداکیتی را نیز دارند. به‌طور کلی، سنگ‏‌های آداکیتی در مقایسه با سنگ‏‌های رایج در کمان عادی، مقدار Sr/Y و La/Yb بالاتر و مقادیر Y و Yb کمتری دارند (Martin et al., 2005; Castillo, 2006) (برای نمونه، ppm400> Sr، 18< Y، 8/1< Yb و 10> La/Yb)N)). بر پایة داده‌های آورده‌شده در شکل‌های 8-C و 8-D نیز، بیشتر نمونه‌های بررسی‏‌شده در گسترة آداکیت‌ها جای می‌گیرند. با این حال، بخش بزرگی از نمونه‌ها، به‌ویژه آنهایی که در محدودة شوشونیت‌ها جای دارند، مقدارهای بیشتر اکسید پتاسیم و مقدارهای کمتر اکسید آلومینیم دارند. این ویژگی در تضاد با یکی از شاخص‌های اصلی آداکیت‌ها، یعنی نسبت K2O/SiO2 کمتر از یک (نزدیک به 4/0)، جای دارد. بنابراین می‌توان چنین استنباط کرد که تنها برخی از سنگ‏‌هایی که در شکل 8-A در محدودة کالک‌آلکالن و کالک‌آلکالن پتاسیم ‌بالا جای گرفته‌‌اند، احتمالاً نشان‌دهندة آداکیت‌های پتاسیم‌دار و شبه آداکیت‏‌ها باشند و آنهایی‌که پتاسیم آنها بسیار بالا است قطعا شوشونیت هستند.

جایگاه زمین‏‌ساختی

سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن و به‏‌ویژه سنگ‏‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی شامل آداکیت‏‌ها از ویژگی‌های‏‌های جایگاه‌های زمین‌ساختی همگرا هستند (Morrison, 1980; Torabi, 2011). جایگاه‌های همگرا شامل فرورانش حاشیة قاره، فرورانش کمان اقیانوسی یا جزیره‌های کمانی، پهنه‏‌های برخوردی و پسابرخوردی هستند (Wilson, 1989). در نمودار Nb/Yb و Th/Yb، جایگاه‌های زمین‏‌ساختی همگرا و واگرا از هم تفکیک شده‌اند (Pearce, 2008) به‌گونه‌ای‌که نوار کمی در این شکل انواع محیط‏‌های مورب (واگرا) و بخش موازی در بالای آن کمان‏‌های آتشفشانی قاره ای و اقیانوسی را نشان می‏‌دهند (شکل 9-A ). نمونه‌های بررسی‏‌شده در محدودة کمان‏‌های آتشفشانی جای گرفته است و  بیشتر با جایگاه حاشیة قاره‌ای یا کمان‏‌های قاره‌ای همخوانی دارد.

مولر (Müller et al., 1992)، برای سنگ‏‌های که پتاسیم بالایی دارند، نمودارهای خاصی پیشنهاد کرده‌اند که در شکل 9-B و C نشان داده شده است. در شکل 9-B، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة محیط کمان قاره‌ای (CAP) و پس از برخورد (PAP) جای گرفته‌اند. برای جداسازی این دو محیط، از نمودار نشان‌داده‌شده در شکل 9-C بهره گرفته شد که بر پایة آن، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة کمان قاره‌ای جای گرفته‏‌اند. هر چند ترکیب شیمیایی نمونه‌های بررسی‏‌شده همانند سنگ‏‌های جایگاه‏‌های کمان قاره ای است، اما رویداد کمان قاره‌ای در الیگوسن و میوسن برای پهنة زمین‌درز سیستان تا کنون گزارش نشده است؛ زیرا رویداد فرورانش خاور ایران شامل پهنة زمین‌درز سیستان در ائوسن و پیش از آن بوده است (Camp and Griffis, 1982). دورة الیگو-میوسن بیشتر با رویدادهای پس از برخورد در پهنة زمین‌درز سیستان همخوانی دارد و سنگ‏‌های غنی از پتاسیم و شوشونیتی نیز معمولاً در چنین محیط‌هایی گسترش دارند و گمان می‌رود سرشت کمان قاره‌ای سنگ‏‌های آذرین بررسی‏‌شده به ارث رسیده در محیط‏‌های فرافرورانش باشد.

شکل 8. نمودارهای تفکیک سری ماگمایی و آداکیت‏‌ها از سنگ‏‌های کمان عادی در A) نمودار SiO2 در برابر K2O (مرز میان سری‏‌های ماگمایی از: Peccerillo and Taylo (1976))؛ B) نمودار Co در برابر Th ( مرز میان سری‏‌های ماگمایی از Hastie et al. (2007))؛ C) نمودار Y در برابر Sr/Y؛ D) نمودار YbN در برابر (La/Yb)N (Castillo 2006).

Figure 8. Discrimination diagrams of magmatic series and adakites A) SiO2 versus K2O diagram (boundary between magmatic series from: Peccerillo and Taylor (1976); B) Co versus Th diagram (boundary between magmatic series from Hastie et al. (2007)); C) Y versus Sr/Y and D) YbN versus (La/Yb)N (Castillo 2006).

نمودارهای عنکبوتی

برای نمونه‌های آذرین بررسی‏‌شده، نمودار عنکبوتی چندعنصری که نسبت به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough 1989) بهنجار شده است در شکل 10 نشان داده شده است. در این نمودار عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ (LILE) در سمت چپ و عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) در سمت راست جای دارند. رسم این عنصرها در این شکل الگوی کمابیش همانند و هم‌روندی برای نمونه‌های بررسی‏‌شده را نشان می‌دهد که چه‏‌بسا گویای خاستگاه همانند و نزدیکی زایشی آنها باشد. بر پایة شکل 10، همه عنصرها نسبت به ترکیب گوشتة اولیه غنی‏‌شدگی دارند؛ اما میزان غنی‏‌شدگی LILE به HFSE بسیار بیشتر است . این ویژگی نیز از ویژگی‏‌های ماگماهای کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی در ورقه‌های همگرا هستند (Wilson, 1989; Rollinson, 1993; Tatsumi and Eggins, 1995).

شکل 9. نمودار تعیین جایگاه زمین‏‌ساختی برای نمونه‌های جنوب مجموعة آذرین آساگی در A) نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 2008)؛ B و C) نمودار‏‌های مولر (Müller et al., 1992).

Figure 9. Tectonic setting diagrams for the samples from the south of the Asagi igneous complex A Nb/Yb) versus Th/Yb diagram (Pearce, 2008); B and C) Müller diagrams (Müller et al., 1992).

شکل 10. نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای نمونه‌هایِ جنوب مجموعة آذرین آساگی.

Figure 10. Primiive Mantle-normalized multi elements spider diagram (Sun and McDonough, 1989) for he samples in south of the Asagi igneous complex.

در شکل 10 عنصرهایی مانند U، Th، Pb و Cs ناهنجاری مثبت و عنصرهایی مانند Nb، Ti و P ناهنجاری منفی نشان می‏‌دهند. این نوع ناهنجاری‏‌ها نیز از ویژگی‏‌های سنگ‏‌های متعلق به محیط‏‌های حاشیة فعال است. در این محیط‌ها، ماگمای خاستگاه‌گرفته از گوشتة اولیه با مواد پوستة قاره‌ای دچار آلودگی می‌شود و دچار ناهنجاری‏‌های یادشده می‌شود (Aldanmaz et al., 2000). در جایگاه‌های فرورانشی اصولاً عنصرهای HFS (مانند Nb و Ti) در پهة فرورونده به‌جای می‏‌مانند؛ اما عنصرهای LIL (مانند Th، U، Pb، Sr، Ba و K) همراه سیال وارد گوة گوشته‌ای بالای پهنة فرورونده می‌شوند (Khedr and Arai, 2016).

عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ متحرک‏‌ هستند و از راه ذوب‏‌شدن یا از دست‌دادن آب، به ماگمای تولیدشده به ‌پهنه‌های فرورانش افزوده می‏‌شوند (Pearce et al., 1995). همچنین، ناهنجاری منفی Nb و Ti به بالابودن فوگاسیتة اکسیژن نسبت داده می‌شود که به دمای بالاتری برای ذوب کانی تیتانیم‏‌دار می‌انجامد (Edwards et al., 1994). دلیل ناهنجاری مثبت و غنی‏‌شدگی U، Pb، Sr، Ba و K نیز پیامد فرایندهای دگرنهادشدن، رسوبات فرورانده و آلایش پوستة قاره‌ای دانسته می‌شود (Zheng, 2019).

عنصرهای خاکی کمیاب

در نمودار شکل11، الگوی عنصرها خاکی کمیاب که مقادیر آنها نسبت به ترکیب کندریت بهنجار شده‏‌اند برای سنگ‏‌های آذرین بررسی‏‌شده نشان داده شده است. در این نمودار عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین، غنی‏‌شدگی بسیار بیشتری را نمایش می‏‌دهند به‌گونه‌ای‌که در آنها (La/Yb)N از 10 بیشتر است. این ویژگی نیز از ویژگی‌های ماگماهای پدیدآمده در ورقه‌های همگرا و آداکیت‏‌هاست (Sayari and Sharifi, 2018). در اینجا سنگ‏‌های که با رنگ سیاه نشان داده شده است کمابیش مقادیر REE بیشتری دارند و بیشتر ویژگی‏‌های شوشونیتی نشان می‌دهند و آنهایی‌که با رنگ سرخ نشان داده شده‌اند و کمابیش مقادیر REE کمتری دارند، ویژگی‏‌های بیشتر آداکیتی دارند. در شکل 11 از La به سمت Lu رونده کاهشی یا شیب منفی دیده می‌شود؛ هرچند در این فاصله برخی عنصرها ناهنجاری‏‌های مثبت و منفی نشان می‏‌دهند. وجود ناهنجاری منفی ضعیف Eu در شکل 11، احتمالاً نشان‏‌دهندة شرایط تا اندازه‏‌ای اکسیدان ماگمای سازندة آنهاست.

شکل 11. نمودارREE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) برای نمونه‌های جنوب مجموعة آذرین آساگی.

Figure 11. Chondrite-normalized REE diagram (Chondrite composition from Nakamura, 1974) for the samples south of the Asagi igneous complex.

خاستگاه ماگما

شوشونیت‏‌ها سنگ‏‌های آذرین غنی از پتاسیم هستند که از گوشته خاستگاه می‏‌گیرند؛ اما آداکیت‏‌های معمولی از ذوب پوستة اقیانوسی گرم و جوان پدید می‌آیند (Sayari and Sharifi, 2021; Müller et al., 1992). بسیار از ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده همانند آداکیت‏‌های غنی از پتاسیم هستند. آداکیت‌های غنی از پتاسیم (K2O>Na2O) پیامد ذوب پوستة قاره‌ای زیرین هستند. در این صورت مقادیر Th آنها باید از 30 ppm بیش باشد (Wang et al., 2008; Sayari and Sharifi, 2021) . مقدار Th در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از 13 تا 2/56 ppm متغیر است. و بیشتر نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در گسترة آداکیت‏‌های پتاسیم‏‌دار و شوشونیت‏‌ها جای می‌گیرند. جدایش بلوری و آمیختگی ماگماهای بازیک گوشته با ماگمای فلسیک پوسته زیرین نیز می‏‌توانند در پیدایش شوشونیت‏‌ها و آداکیت‏‌های نقش داشته باشند (Martin et al., 2005). ماگمای مادر آداکیت‌های پتاسیم‌دار همراه با شوشونیت‌ها چه‌بسا از ذوب‌بخشی پوستة زیرقاره‌ای یا پوستة اقیانوسی قدیمی گرم‌شده یا گوشتة غنی‌شده پدید آمده باشند. منبع حرارتی برای پیدایش چنین ماگمایی معمولاً در پی دلامیناسیون گوشته فراهم می‏‌شود (Sayari and Sharifi, 2021).

سنگ‏‌های خاستگاه در گوشته یا پوستة زیرین چه‏‌بسا به دلایل متعدد نسبت به برخی عنصرها غنی‏‌شدگی یا تهی‏‌شدگی داشته باشند. برای شناخت اینکه آیا گوشته دچار غنی‏‌شدگی شده است یا تهی‏‌شدگی از نمودار‏‌های تغییرات Zr در برابر Y و در برابر Nb بهره گرفته می‌شود (شکل‌های ‌12-A و 12-B).

بر پایة این شکل‏‌ها نمونه‌های بررسی‏‌شده در محدودة گوشتة غنی‌شده جای گرفته‌اند. غنی‏‌شدگی عنصرهای کمیاب و به‏‌ویژه غنی‏‌شدگی LILE و LREE نسبت به گوشتة اولیه نیز گویای یک گوشتة غنی‌شده و گوشتة دگرنهاد است. فلوگوپیت و آمفیبول می‏‌توانند از منابع اصلی برای غنی‏‌شدگی عنصرهای پتاسیم، سدیم و LILE درگوشته و پوستة زیرین و حتی تختة فرورانده قدیمی ‌باشند (Karmalkar et al., 2005, Nazari et al., 2022). این دو کانی همچنین، در میزان پتاسیم و سدیم ماگماهای خاستگاه‌گرفته از آنها نقش دارند. نسبت Nb/Th در برابر Rb/Sr برای شناسایی حضور آمفیبول یا فلوگوپیت در محل منبع به‌کار برده می‌شود که این نسبت‏‌ها در در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده گویای حضور فلوگوپیت در خاستگاه است (شکل 12-C) . بر پایة نمودار La/Yb در برابر Nb/La ویژگی‏‌های سنگ منبع نمونه‌های بررسی‏‌شده بیشتر همانند سنگ‏‌های گوشتة سنگ‏‌کره‏‌ای است (شکل12-D).

شکل 12. نمودارهای تعیین خاستگاه برای سنگ‏‌های آذرین جنوب مجموعة آذرین آساگی A) نمودار Zr-Y (Abu-Hamatteh, 2005) برای تفکیک گوشتة غنی‌شده و تهی‌شده؛ B) نمودار Zr-Nb (Abu-Hamatteh, 2005) برای تفکیک گوشتة غنی‌شده و تهی‌شده؛ C) نمودار Nb/Th-Rb/Sr (Furman and Graham, 1999) برای کانی‏‌شناسی سنگ خاستگاه؛ D) نمودار La/Yb-Nb/La (Abdel-Fatta and Philip, 2004) برای شناخت خاستگاه ماگما.

Figure 12. Origin determination diagrams of samples in south of the Asagi Igneous Complex A) Zr-Y diagram (Abu-Hamatteh, 2005) for the discrimination of enriched and depleted mantle; B) Zr-Nb diagram (Abu-Hamatteh, 2005) for the discrimination of enriched and depleted mantle; C) Nb/Th-Rb/Sr (Furman and Graham, 1999) for source rock mineralogy; D) La/Yb-Nb/La diagram (Abdel-Fatta and Philip, 2004) for identification of magma source.

بر پایة شکل 13 سنگ‏‌های آذرین بررسی‏‌شده از یک گوشتة غنی‌شده گارنت-لرزولیتی با درجة ذوب‏‌بخشی کمتر از 20 درصد همخوانی دارند. یکی از دلایل بالابودن نسبت عنصرهای خاکی سبک به عنصرهای خاکی سنگین چه‏‌بسا ژرفای بیشتر پیدایش ماگما و گارنت‌داربودن سنگ خاستگاه ‏‌باشد (Sajona and and Maury, 1998). گارنت از کانی‌هایی است که عنصرهای خاکی سنگین را در خود جمع کرده است و از ورود آنها به مایعات حاصل از ذوب‏‌بخشی کم جلوگیری می‏‌کند (Rivalenti et al., 1998).

برداشت

سنگ‏‌های آذرین الیگوسن در جنوب مجموعة آذرین آساگی به‏‌صورت استوک، مخروط یا گنبد، دایک، جریان‌های گدازهای و سنگ‏‌های آذرآواری (سالم و دگرسان‌شده) رخنمون دارند. سنگ‏‌های آذرآواری بیشتر از نوع برش آتشفشانی و مربوط به مرحله‌های قدیمی‌تر هستند که کم‌کم توسط گدازه‌ها، سنگ‏‌های نیمه‌درونی و درونی و در نهایت دایک‌ها دنبال شده‌اند. سنگ‏‌های آذرین درونی در این محدودة گسترش چندانی ندارند و تنها شامل کوارتزمونزونیت پورفیری با بافت گرانولار تا پورفیری هستند. در برابر، سنگ‏‌های بیرونی پراکندگی گستردگی دارند و شامل آندزی‌بازالت، تراکیت، تراکیت غنی از پتاسیم، آندزیت و داسیت هستند. سنگ‏‌های بیرونی و نیمه‌درونی بیشتر بافت پورفیری دارند.

شکل 13. ترکیب نمونه‌های جنوب مجموعة آذرین آساگی در نمودار Sm-Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) که در آن ترکیب گوشته با الگوسازی درجات ذوب‏‌بخشی نمایش داده شده است.

Figure 13. The composition of samples of south of the Asagi igneous complex is shown in the Sm-Sm/Yb diagram (Aldanmaz et al., 2000) in which the mantle composition is characterized by modeling of partial melting degrees.

ترکیب کانی‌شناسی سنگ‏‌های آذرین بررسی‏‌شده شامل پلاژیوکلاز (با یا بدون سانیدین)، ارتوکلاز، کوارتز، بیوتیت، هورنبلند، کلینوپیروکسن و کانی‏‌های کدر است. وجود حاشیه‌های گرد، خورده‌شدگی و شکل‌های خلیجی در کوارتز، همچنین، بافت‌های غربالی و منطقه‌بندی در پلاژیوکلاز، نشان‏‌دهندة ناپایداری و نبود تعادل این کانی‌ها با ماگما در هنگام تبلور است. اوپاسیتیزه‌شدن آمفیبول و بیوتیت در سنگ‏‌های بیرونی نیز پیامد بالابودن فوگاسیتۀ اکسیژن در زمان فوران است. بررسی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری نشان می‏‌دهند بیشتر سنگ‏‌های آذرین محدودة بررسی‏‌شده بسیار دگرسان‌شده هستند و استوک‌ورک‌های کوارتز و پیریت در بخش‌های از آنها وجود دارد. دگرسانی‏‌های دیده‌شده شامل انواع پروپیلیتیک، آرژیلیک، فیلیک و سیلیسی است.

بیشتر سنگ‏‌های بررسی‏‌شده به سری‏‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی تعلق دارند. مقادیر بالای پتاسیم از ویژگی‏‌های شاخص سنگ‏‌های شوشونیتی است. این سنگ‏‌ها همچنین، ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های آداکیتی و شبه‌آداکیتی، مانند غلظت بالای Sr و مقدار کم Y نشان می‌دهند.

زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آذرین محدودة بررسی‏‌شده همانند زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های اذرین مرتبط به جایگاه زمین ساختی همگرا و پهنة فرورانش حاشیة قاره است. سنگ‏‌های غنی از K به جایگاه‌های پسابرخوردی نیز نسبت داده می‌شوند. با توجه به اینکه سن سنگ‏‌های آذرین بررسی‏‌شده (الیگوسن) با سن فرورانش و برخورد در خاور ایران ( کرتاسه -ائوسن) همخوانی ندارد. بنابراین ماگماتیسم بررسی‏‌شده متعلق به جایگاه پسابرخوردی در پهنه‏‌های فرافرورانش است. سرشت زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های بررسی‏‌شده که همانند پهنة فرورانش است از بقایای آن در ژرفای زمین به ارث گرفته شده است.

ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های آذرین بررسی‏‌شده و به‏‌ویژه نسبت بالای K2O/Na2O نشان می‌دهد ماگمای آنها از یک گوشتة دگرنهاد خاستگاه گرفته است. اگر چه ماگمای آداکیت‌های پتاسیم‌دار می‌تواند از ذوب‌بخشی پوستة زیرقاره‌ای یا پوستة اقیانوسی قدیمی گرم‌شده پدید آید، اما به‏علت همراهی با شوشونیت ها، ماگمای آن از گوشتة دگرنهاد حاصل شده است. در واقع ماگمای مادر بیشتر نمونه‌های بررسی‏‌شده از یک گوشتة سنگ‏‌کره‏‌ای غنی‌شده خاستگاه گرفته است. سنگ‏‌های آذرین بررسی‏‌شده از ذوب‏‌بخشی گوشته ای با ترکیب گارنت-لرزولیت غنی از فلوگوپیت با نرخ کمتر از 20 درصد خاستگاه گرفته است.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از شرکت فولاد مبارکه اصفهان برای حمایت مالی و از داوران، سردبیر، کارشناسان و ویراستاران مجلة پترولوژی برای راهنمایی‏‌ها و ویرایش‏‌های مفیدشان سپاس‌گزاری می‏‌کنند.

References

Abdel- Fattah, M., and Philip, E.N. (2004) Cenozoic volcanism in the Middle East: petrogenesis of alkali basalts from northern Lebanon. Geological Magazine, 141(5), 545-563. https://doi.org/10.1017/S0016756804009604
Abu- Hamatteh, Z.S.H. (2005) Geochemistry and petrogenesis of mafic magmatic rocks of the Jharol Belt, India: Geodynamic Implication. Journal of Asian Earth Science, 25(4), 557-581. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2004.05.006
Aghanabati, A. (1991) Geological map of Daryacheh–ye–Hamun (1:250000) and Kuh-e-Seyasteragi (1:100000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Aghanabati, A. (2004) The Geology of Iran. 586p. Geological Survey of Iran, Tehran (In Persion).
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, 67-95. http://www.doi.org/10.1016/S0377-0273(00)00182-7
Aragon, E., Gonzalez P., Yolanda E., Cavarozzi A.C., Llambias E., and Rivalenti G. (2003) Thermal divide andesites–trachytes, petrologic evidence, and implications from Jurassic north Patagonian massif alkaline volcanism. Journal of South American Earth Sciences, 16, 91–103. http://www.doi.org/10.1016/S0895-9811(03)00046-4
Bagheri, S., and Damani Gol, S. (2020). The Eastern Iranian Orocline. Earth-Science Reviews, 210, 103322. http://www.doi.org/10.1016/j.earscirev.2020.103322
Boomeri, M., Piri. A., Nohtanifar, A., and Soloki, H. (2020). Copper and gold mineralization and petrography and geochemistry of igneous rocks in Taktalar, northwest of Zahedan, Sistan and Baluchestan province. Researches in Earth Sciences, 11(44), 109–128, (in Persian with English abstract). http://www.doi.org/10.52547/esrj.11.4.109
Boomeri, M., Rusta, M. Moradi, R. (2021) Petrography and geochemistry of the Padagi dikes (South of Zahedan, Sistan Suture Zone). Petrological Journal, 12(46), 71-94, (in Persian with English abstract) http://www.doi.org/10.22108/ijp.2021.123837.118
Boomeri, M., Piri, A., and Nohtanifar, A. (2022). Alteration and mass balance of igneous rocks in the Taktelar area, northwest of Zahedan, SE Iran. Journal of Economic Geology, 14(3), 65–93, (in Persian with English abstract). http://www.doi.org/10.22067/ECONG.2022.69941.1017 
Calanchi, N., Peccerillo, A., Tranne, C.A., Lucchini, F., Rossi, P.L., Kempton, P., Barbieri, M., and Wue, T.W. (2002). Petrology and geochemistry of volcanic rocks from the Island of Panarea: implications for mantle evolution beneath the Aeolian Island arc (southern Tyrrhenian Sea). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 115, 367-395. http://www.doi.org/10.1016/S0377-0273(01)00333-X
Camp, V.E., and Griffis, R.J. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos, 15(3), 221-239. https://doi.org/10.1016/0024-4937(82)90014-7
Castillo, P.R. (2006) An overview of adakite petrogenesis. Chinese Science Bulletin, 51(3), 257–268. https://doi.org/10.1007/s11434-006-0257-7
Cook, C., Briggs, R. M., Smith, I. E. M., and Maas, R. (2005) Petrology and geochemistry of Intraplate basalts in the South Auckland Volcanic Field, New Zealand: evidence for two coeval magma suites from distinct sources. Journal of Petrology, 46(3), 473-503. https://doi.org/10.1093/petrology/egh084
Edwards, C.M., Menzies, M.A., Thirlwall, M.F., Morris, J.D., Leeman, W.P., and Harmon, R.S. (1994) The transition to potassic alkaline volcanism in Island Arcs: The Ringgit—Beser complex, East Java, Indonesia. Journal of Petrology, 35(6), 1557-1595. https://doi.org/10.1093/petrology/35.6.1557
Furman, T., and Graham, D. (1999). Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: Geochemical evidence from the Kivu volcanic province. Developments in Geotectonics, 24(C), 237-262. https://doi.org/10.1016/S0419-0254(99)80014-7
Harker, A. (1909) The Natural History of Igneous Rocks. 377 pp. Methuen, London.
Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A., and Mitchell, S.F. (2007) Classification of altered volcanic arc rocks using immobile trace elements: development of the th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48(12), 2341-2357. http://www.doi.org/10.1093/petrology/egm062
Jahantigh, M. (2025) Remote Sensing, Geological and Lithogeochemical Investigation of Tak-Talar, Northwest of Zahedan, Sistan Suture Zone, M.Sc. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran, 209 pp, (in Persian with English abstract).
Karmalkar, N.R., Rege, S., Griffin, W.L., and O'Reilly, S.Y. (2005) Alkaline magmatism from Kutch, NW India: implications for plume–lithosphere interaction. Lithos, 81(1-4), 101-119. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.09.019
Khedr, M.Z., and Arai, S. (2016) Petrology of a Neoproterozoic Alaskan-type complex from the eastern Desert of Egypt: implications for mantle heterogeneity. Lithos, 263, 15-32. http://www.doi.org/10.1016/j.lithos.2016.07.016
Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., and Zanettin, B. (1986) IUGS subcommission on the systematics of igneous rocks, a chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27(3), 745–750. https://doi.org/10.1093/petrology/27.3.745
Martin, H., Smithies, R.H., Rapp, R., Moyen, J.F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos, 79(1–2), 1–24. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.04.048
Mason, B., and Moore, C.B. (1982) Principle of Geochemistry. 344p. 4th edition, John Wiley and Sons, New York.
Middlemost, E.A.K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews, 37(3-4), 215-224. https://doi.org/10.1016/0012-8252(94)90029-9
Moradi, R., Boomeri, M., Bagheri, S., and Nakashima, K. (2016) Mineral chemistry of igneous rocks in the Lar Cu-Mo prospect, southeastern part of Iran: Implications for P, T, and ƒO2. Türkish Journal of Earth Sciences, 25(5), 418-433. https://doi.org/10.3906/yer-1510-5
Morrison, G.W. (1980) Characteristics and tectonic setting of the shoshonite rock association. Lithos, 13, 97-108. https://doi.org/10.1016/0024-4937(80)90067-5
Müller, D., Rock, N.M.S., and Groves, D.I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic volcanic rocks from different tectonic settings: a pilot study. Mineralogy and Petrology, 46, 259-289. http://dx.doi.org/10.1007/BF01173568
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimca et Cosmochim Acta, 38(5), 757–775. http://dx.doi.org/10.1016/0016-7037(74)90149-5
Nazari, M., Boomeri, M., Biabangard, H., and Nakashima, K. (2022) K- and Na-rich volcanic rocks of Asagi igneous complex, eastern Iran. Araian Journal of Geosciences, 15, 1025. https://doi.org/10.1007/s12517-022-10173-8
Pearce, J.A (1996). A users guide to basalt discrimination diagrams. In: Wyman DA, editor. Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration. Short Course Notes 12. St. John’s, Canada: Geological Association of Canada, 79-113.
Pearce J.A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos, 100(1-4), 14-48. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.06.016
Pearce, J.A., Baker, P.E., Harvey, P.K., and Luff, I.W. (1995) Geochemical evidence for subduction fluxes, mantle melting and fractional crystallization beneath the south Sandwich island arc. Journal of Petrology, 36, 1073-1109. https://doi.org/10.1093/petrology/36.4.1073
Peccerillo A., and Taylor S.R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58(1), 63–81.
Piri, A. (2018) Mineralogy, alteration, and origin of copper mineralization in Taktalar, northwest of Zahedan. MSc thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran, 158 p, (in Persian with English abstract)
Rivalenti, G., Mazzucchelli, M., Girardi, V.A.V., Cavazzini, G., Finatti, C., Barbieri, M.A., and Teixeira, W. (1998) Petrogenesis of the Paleoproterozoic basalt-andesite-rhyolite dyke association in the Carajas region, Amazonian craton. Lithos, 43(4), 235-265. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00015-2 
Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation. 352p. Longman Scientific and Technical, Wiley, New York.
Sajona, F. G., and Maury, R. C. (1998) Association of adakites with gold and copper mineralization in the Philippines. Comptes Rendus De L Academie Des Sciences Serie Ii Fascicule A-Sciences De La Terre Et Des Planetes, 326(1), 27–34. https://doi.org/10.1016/S1251-8050(97)83200-4
Sayari, M., and Sharifi, M. (2018) Anomalies in the depth of the asthenospheric mantle: key to the enigma of adakites in the Urumieh-Dokhtar magmatic arc. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen: Journal of Mineralogy and Geochemistry, 195(3), 227 245. https://doi.org/10.1127/njma/2018/0093
Sayari, M., and Sharifi, M. (2021) Evolution of the volcanic mechanism in the central part of the Urumieh Dokhtar magmatic arc. Journal of Economic geology of Iran, (in Persian with English abstract). 13(1), 113-144. https://dx.doi.org/10.22067/econg.v13i1.85642
Shahabinejad, A., Tajeddin, H.A., and Ghaderi, M. (2024) Petrography and geochemistry of volcanic rocks at the Siahouki copper-gold deposit: An example of deposits with shoshonitic host rock in the north of Bam. Petrological Journal, 15(3), 89-112 (in Persian with English abstract). https://doi.org/10.22108/ijp.2024.141708.1335
Sun, S., and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special Publications, 42(1), 313–345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Tatsumi, Y., and Eggins, S. (1995) Subduction zone magmatism. In Subduction zone magmatism. 211p. Blackwell Science, Frontiers in Earth Sciences.
Tirrul, R., Bell, L.R., Griffis, R.J., and Camp, V.E. (1983) The Sistan Suture Zone of Eastern Iran. Geological Society of American Bulletin, 94(1), 134-150. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1983)94<134:TSSZOE>2.0.CO;2
Torabi, G. (2011) Middle Eocene volcanic shoshonites from the western margin of the Central-East Iranian microcontinent (CEIM), a mark of previously subducted CEIM-confining oceanic crust. Petrology, 19, 675-689. https://doi.org/10.1134/S0869591111030039
Wang, Q., Wyman, D.A., Xu, J.F., Wan, Y., Li, C.H., Zi, F., Jiang, Z., Qiu, H., Chu, Zh., Zhao, Z.H., and Dong, Y.H. (2008) Triassic Nb enriched basalts, magnesian andesites and adakites of the Qiangtang terrane (Central Tibet): evidence for metasomatism by slab derived melts in the mantle wedge. Contributions to Mineralogy and Petrology, 155(4), 473–490. https://doi.org/10.1007/s00410-007-0253-1
Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187. http://dx.doi.org/10.2138/am.2010.3371
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis, A global tectonic approach. 466p. Unwin Hyman London. https://doi.org/10.1007/978-1-4020-6788-4 
Zheng, Y.F. (2019) Subduction zone geochemistry. Geoscience Frontiers, 10, 1223-1254. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2019.02.003 
Petrological Journal
Volume 16, Issue 3 - Serial Number 63
Petrological Journal, 16th Year, No. 63 2025
October 2025
Pages 75-100

Files

History

  • Receive Date: 24 July 2025
  • Revise Date: 20 September 2025
  • Accept Date: 21 September 2025

Share

How to cite

Statistics