Document Type : Original Article
Authors
1 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand, Birjand, Iran Assistant Professor, Earth Sciences Research Group, University of Birjand, Birjand, Iran
2 M.Sc. Student, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand, Birjand, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
منطقة چاهگنبد در 40 کیلومتری جنوبباختری روستای خور از توابع بخش مرکزی شهرستان خوسف است که در 90 کیلومتری جنوبباختری این شهر و در 125 کیلومتری جنوبباختری بیرجند مرکز استان خراسان جنوبی جای دارد. گسترة بررسیشده با مختصات طول جغرافیایی "30´07˚58 تا "50´14˚58 خاوری و عرض جغرافیایی "23´36˚32 تا " 40´42˚32 شمالی در شمال معدن متروکة سرب و روی سهچنگی در کرانة شمالی بلوک لوت جای دارد (شکل 1). راه دسترسی به منطقة یادشده از جادة اصلی بیرجند-خوسف - خور - کرمان و جادة فرعی خور- چاهگنبد- سهچنگی است. بر پایة نقشة 1:100000 سهچنگی (Eftekharnejad and Stöcklin, 1975)، منطقة یادشده در بردارندة سنگهای آتشفشانی حد واسط و اسیدی ترشیری است.
شکل 1. تصویر ماهوارهای منطقة چاهگنبد (جنوبباختری خور، خراسان جنوبی) بههمراه مختصات جغرافیایی و محل برداشت نمونهها.
Figure 1. Satellite image of the Chah Gonbad area (southwest of Khour, Southern Khorasan) with its geographic coordinates and sampling locations.
دربارة پیدایش سنگهای آتشفشانی بلوک لوت نظرات گوناگونی پیشنهاد شده است. افتخارنژاد (Eftekharnejad, 1972) فرورانش پوستة اقیانوسی میان بلوکهای لوت و افغان را به زیر بلوک لوت دانسته است. به باور درویشزاده (Darvishzadeh, 1976) در منطقة بیرجند فرایندهای آتشفشانی از ائوسن آغاز شده و تا پایان ترشیری و حتی کواترنر ادامه داشته است. نخستین گدازهها بیشتر داسیتی بودهاند و به سوی پایان ترشیری کمکم بازیکتر شدهاند. ترکیب سنگشناسی شامل ریولیت، ریوداسیت، داسیت، آندزیت، آندزیت بازالتی و بازالت است که با سنگهای آذرآواری و ایگنمبریت نیز همراه هستند. ایگنمبریت بخش گستردهای را در شمالخاوری لوت پوشانده است. این سنگ ترکیب ریوداسیت دارد. به باور ایشان سنگهای آتشفشانی بلوک از سری کالکآلکالن هستند و به مناطق کوهزایی تعلق دارند. همچنین، به باور درویشزاده (Darvishzadeh, 1976) خاستگاه آتشفشانیهای بلوک لوت با پدیدة فرورانش ورقة هند به زیر ورقة آسیایی رابطه دارد. به باور یونگ و همکاران (Jung et al., 1983) فعالیت ماگمایی لوت از کرتاسة پسین یعنی بیش از 77 میلیون سال پیش آغاز شده و به مدت 50 میلیون سال ادامه داشته است. این سنگها شامل گدازههای بازالتی، آندزیتی، داسیتی، ریولیتی و ایگنمبریتها و همچنین، مقدار کمتری سنگهای آذرین درونی نیمهژرف هستند که همگی کالکآلکالن بهشمار میروند. دادههای روبیدیم- استرانسیم نشان میدهند خاستگاه بیشتر سنگهای یادشده از گوشته و به دور از هر گونه درآمیختگی با پوسته بوده است. تنها در برخی ایگنمبریتهای پُر سیلیس، نشانههای آلایش پوستهای دیده میشود. به باور کمپ و گریفیس (Camp and Griffis, 1982) فرورانش پوستة اقیانوسی به زیر بلوک افغان از مائستریشتین آغاز و تا ائوسن میانی ادامه یافته است. ادامة همگرایی و برخورد میان بلوکهای لوت و افغان موجب فرایندهای آتشفشانی در الیگوسن، میوسن- میوسن پایانی و کواترنری در بلوک لوت شده است که از دیدگاه سنگنگاری و زمینشیمیایی با ماگماتیسم کمان ارومیه- دختر تفاوت دارد. تیرول و همکاران (Tirrul et al., 1983) پهنة جوشخوردة سیستان در خاور ایران را بخشی از کمربند کوهزایی آلپ هیمالیا دانستهاند که در کرتاسه- ترشیری پدید آمده است. به باور ترکیان و همکاران (Tarkian et al., 1983)، جنبشهای شدید کششی در ترشیری پیشین هم به بالاآمدن ماگمای بازیک و حد واسط انجامیده و هم کنترلکنندة ساختاری کانیزاییهای چندگانه سرب و روی بوده است. سنسنجی به روش روبیدیم- استرانسیم نشان میدهد آتشفشانی کالکآلکالن قارهای از کرتاسة پسین و در درازنای ائوسن- الیگوسن (39-44 میلیون سال پیش) به بیشینة مقدار خود رسیده است. دادههای زمینشیمیایی و نتیجة بررسیهای ایزوتوپی میرساند که خاستگاه هر دو سری سنگهای داسیتی و آندزیتی از یک ماگمای زیرپوستهای بوده است که در پی ذوببخشی گوشتة بالایی، پویا شده است. این ماگما که با پدیدة جداسازی همراه بوده است با بخشهایی از پوسته آلوده شده است که زایندة استرانسیوم پرتوبار بودهاند. فرایندهای بههمپیوستة تبلوربخشی[1] (FC) و برگزیدگی آلایش[2] پوسته (A) به افزایش بخشی نسبت استرانسیم 87 بر استرونسیوم 86 انجامیدهاند (Tarkian et al., 1983). پانگ و همکاران (Pang et al., 2013) سن فعالیتهای ماگماتیسم کالکآلکالن خاور ایران را ائوسن پایانی- الیگوسن پایانی برآورد کرده است. به باور ایشان فرورانش پوستة اقیانوسی رو به باختر و به زیر بلوک لوت بوده است و ماگماتیسم خاور ایران، نازکشدگی[3] سنگکرة ستبر پس از برخورد دو بلوک قارهای یادشده را به دنبال داشته است. به باور امیدیانفر و همکاران (Omidianfar, et al., 2018) پیدایش سنگهای آتشفشانی پالئوژن جنوبباختری بصیران (خاور بلوک لوت، خاور ایران) در یک پهنة زمینساختی با ویژگیهای کمانی حاشیة قارهای نابالغ تا معمولی (نرمال) رخ داده است و چهبسا ماگمای مادر سنگهای بازیک- حد واسط در پی درجة ذوببخشی کمتر از 5 درصد گوشتة گارنت لرزولیتی در ژرفای 90 تا 110 کیلومتری پدید آمده باشد. به باور یوسفزاده و همکاران (Yousefzadeh et al., 2019)، سنگهای آتشفشانی و نیمهژرف پیرامون خوسف سرشت کالکآلکالن پتاسیم متوسط تا بالا دارند و در قلمروی کمانهای آتشفشانی قارهای وابسته به فرورانش پدید آمدهاند. خلعتبری و همکاران (Kalatbari Jafari et al., 2019) با بررسی سنگهای آتشفشانی ائوسن در باختر سهچنگی (بلوک لوت) باور دارند که گدازههای بازیک-حد واسط این منطقه از ذوببخشی گوشتة سنگکرهایِ غنیشده با مؤلفههای فرورانشی (سیالها-مذاب) پدید آمدهاند و نمیتوان تأثیر ترکیبات پوستهای را از آنها جدا کرد. سنگهای اسیدی منطقه عنصرهایی همانند پوسته دارند که نشاندهندة ذوببخشی پوسته در پیدایش ماگمای اسیدی است. به باور ایشان، سنگهای یادشده در یک محیط بازشدگی مربوط به برخورد، پس از بستهشدن نئوتتیس در کرتاسة بالایی و ضخیمشدن سنگکرة قارهای در بلوک لوت پدیدار شدهاند. به باور خلعتبری جعفری و همکاران (Kalatbari Jafari et al., 2020)، سنگهای آتشفشانی نئوژن جنوب عربآباد (بلوک لوت) نیز چهبسا پیامد ذوببخشی گوشته سنگکرة هستند که پیشتر مؤلفههای فرورانشی (سیالات و مذاب) رهاشده از تختة اقیانوسی فرورو آن را غنی کردهاند و ذوببخشی پوسته در زایش گدازههای اسیدی نقش داشته است. به باور آنها در نئوژن، نازکشدگی سنگکره، ذوببخشی گوشتة سنگکرهایِ زیرقاره را بهدنبال داشته است. این فرایند شاید پیامد بالاآمدگی سستکره و قطعهشدگی سنگکره بوده است. به باور خلعتبری جعفری و همکاران (Kalatbari Jafari et al., 2021)، سنگهای آتشفشانی الیگوسن گسترة دهته در جنوب دیهوک (بلوک لوت)، گدازههای آندزیتی و تراکیآندزیتی هستند که از ذوببخشی گوشتة سنگکرهای غنیشده با مؤلفههای فرورانشی پدید آمدهاند و گدازههای اسیدی فراورده ذوببخشی پوستة قارهای هستند. فتوحیراد و همکاران (Fotoohi Rad et al., 2022) سرشت سنگهای آتشفشانی شمال خور (شمال منطقة چاهگنبد) را بیشتر کالکآلکالن پتاسیم بالا و بهندرت تولهایتی و مربوط به پهنههای فرورانش میدانند. یوسفزاده و چهکندینژاد (Yousefzadeh and Chahkandinezhad, 2023) سرشت سنگهای آتشفشانی آسفیچ (جنوبباختری سربیشه) را کالکآلکالن پتاسیم بالا و خاستگاه آنها را ذوببخشی گوشتة اسپینل لرزولیتی، در محدودة رخسارة اسپینل لرزولیت فلوگوپیتدار میدانند.
با توجه به اینکه سنگهای آتشفشانی حد واسط/بازی و اسیدی منطقة چاهگنبد گسترش بسیاری دارند و تا کنون بررسی دقیق سنگشناسی نشدهاند، در این پژوهش تلاش شده است با بررسی سنگشناسی، زمینشیمی، شناخت محیط زمینساختی ماگمای سازندة سنگهای یادشده و مقایسة آنها با سنگهای مشابه در مناطق مجاور و برخی از نقاط دنیا، گامی در راستای شناخت زمینشناسی بلوک لوت و خاور کشور برداشته شود.
زمینشناسی منطقه ای
همانگونهکه گفته شد منطقة چاهگنبد در محدودة نقشة زمینشناسی 1:100000 سهچنگی (Eftekharneghad and Stöcklin, 1975) جای دارد. بر پایة نقشة یادشده، بیشتر گسترة منطقه را سنگهای گدازهای و آذرآواری ترشیری شامل توف، پرلیت و ایگنیمبریت متعلق به پالئوژن و ریولیت، داسیت و آذرآواریهای وابسته به آنها، آندزیت/پیروکسن آندزیت (آندزیت بازالتی) نئوژن پوشاندهاند (شکل 2). رخنمون آندزیتها در خاور این گستره، روی پرلیتها و نیز در باختر منطقه در کوه قلعه بلوچ رخنمون دارد. این واحد، در قلعه بلوچ ساخت ستونی دارد که به قطعات چندوجهی نامنظم، خرد شده است. به باور بلت و همکاران (Blatt et al., 2006) این ویژگی پیامد درزههای متقاطع فراوان در سنگ است. این شکستگیها نخست در پی انقباض ناشی از انجماد گدازههای آتشفشانی و در سپس بهدنبال تنشهای زمینساختی اعمال میشوند و پس از انجماد توده پدید میآیند (Moin Vaziri and Ahmadi, 1998) (شکل 3-A). آندزیت بازالتی سیاهرنگ در بخشهای باختر کوه قلعه بلوچ و خاور و شمالخاوری چاهگنبد بهصورت تپههای مرتفع، رخنمون دارد. جایگیری این واحدها روی دیگر واحدهای گدازهای و آذرآواری منطقه، گواهی بر جوانتربودن آنهاست (شکل 3-B).
شکل 2. نقشة زمینشناسی منطقة شمال چاهگنبد (برگرفته از نقشة 1:100000 سهچنگی (Eftekharnejad and Stöcklin, 1975).
Figure 2. Geological map of the Northern area of Chah Gonbad based on 1/100000 map of Seh Chengi by Eftekharnejad and Stöcklin (1975).
ریولیتها در جنوب کوه بلوچ و شمالخاوری منطقة چاهگنبد بهرنگ صورتی و بهصورت پراکنده برونزد دارند (شکل 3-C). در نزدیکی گدازههای ریولیتی، لایة سیاهرنگ پرلیتی گسترش بسیاری نشان میدهد. در بخش بالای توفهای سبز رنگ نیز یک لایة پرلیتی به ستبرای 2 تا 3 متر جای دارد که نزدیک به 50 کیلومتر، از ناحیة دقبالابند در شمال منطقه، تا جنوب کوه انجیره (در بیرون از گسترة نقشه) گسترش دارد (شکل 3-D). در بخش بالایی پرلیت، سنگهای داسیتی یافت میشوند. داسیت نسبت به دیگر واحدها، گسترش بیشتری دارد و رنگ آن خاکستری تا سفید است (شکل 3-E). واحدهای آذرآواری شامل توف، برش (شکل 3-F) و ایگنیمبریت، گسترة چشمگیری را در منطقه دربر گرفتهاند. جایگیری این واحدها در میان گدازهها نشاندهندة تناوب فوران است؛ بهگونهایکه در هر فوران نخست همراه با انفجار و باز شدت دهانه، خروج مواد آذرآواری و و پس از آن، خروج گدازه رخ داده است. توفیتهای آندزیتی و داسیتی سبز رنگ، در باختر و جنوبباختری خور، گسترش دارند. ایگنیمبریتهای ریوداسیتی- داسیتی صورتیرنگ در شمال منطقة قلعه بلوچ بهحالت لایهای رخنمون دارند (شکل 3-G). ایگنمبریتها از توفهای شیشهای بههمجوشخوردة ناشی از فوران ابرهای سوزان پدید آمدهاند.
شکل 3. نمایی از A) ساخت ستونی قطعهقطعهشده در واحد آندزیتی؛ B) آندزیت بازالتی؛ C) ریولیتهای منطقة چاهگنبد؛ D) تناوبی از واحدهای گدازهای و آذرآواری ( پرلیت و توفهای قرمز جوش خورده)؛ E) داسیتهای منطقه؛ F) برش آتشفشانی؛ G) ایگنیمبریت .
Figure 3. Field veiws of A) fragmented columnar structure in the andesitic unit, B) basaltic andesite, C) rhyolites in Chah Gonbad region, D) alternating lava and pyroclastic units (perlite and red welded tuffs), E) dacites in the area, F) volcanic brecia, G) ignimbrite.
روش انجام پژوهش
در راستای انجام این پژوهش، نخست گزارشها، نقشههای زمینشناسی و توپوگرافی، عکسهای ماهوارهای منطقه و منابع مرتبط با موضوع پژوهش تهیه و بررسی شدند. سپس در 8 روز بازدید صحرایی، با بررسی روابط صحرایی سنگها، نمونهبرداری از آنها نیز انجام شد. در گام سوم، شمار 79 مقطع نازک تهیه و ویژگیهای کانیشناسی و بافتی آنها با میکروسکوپ پلاریزان نوع لایتز بررسی شد. پس از آن 10 نمونه با کمترین دگرسانی برای بررسی عنصرهای اصلی آنها به روش ICP-ES و عنصرهای کمیاب آنها به روش ICP-MS، در آزمایشگاه Acme کانادا تجزیه شدند. برای ترسیم نمودارها و نقشة زمینشناسی نرمافزارهای GCDKit، Excel (2007)، Grapher و ArcGIS بهکار برده شدند. برای بهدستآوردن مقدار Fe2O3 و FeO از نرمافزار Minpet و روش ایروین و باراگار (Irvine and Baragar, 1971) بهره گرفته شد.
سنگنگاری
ریولیت
ریولیتها در نمونة دستی بهرنگ صورتی هستند و بافت رایج آنها هیالوپورفیریتیک با زمینة شیشهای جریانی است. در برخی نمونهها بافت اسفرولیتی نیز بهچشم میخورد (شکل 4-A). اسفرولیتها از بلورهای بسیار ریز و کشیده کوارتز و آلکالیفلدسپار تشکیل شدهاند و نشاندهندة واشیشهایشدن (شیشهزدایی) زمینه در مراحل پس از انجماد هستند (Mackenzie et al., 1982). درشتبلورهای بیشکل کوارتز کنارههای واجذبی گردشده و خلیجی دارند که نشانة رشد در شرایط ناتعادلی و یا اثر انحلالی ناشی از کاهش فشار در هنگام صعود ماگماست (شکل 4-A). پلاژیوکلازها ماکل پلیسینتیتیک، بافت غربالی و گاهی کنارههای واجذبی دارند و با توجه به زاویة خاموشی از نوع آلبیت تا الیگوکلاز هستند (شکل 4-B). عوامل اصلی پیدایش بافت غربالی، تغییر ترکیب ماگمای در حال تبلور، کاهش فشار و افزایش دماست (Renjith, 2014). آلکالیفلدسپار از نوع سانیدین است و بیشتر بهصورت درشتبلورهای شکلدار و نیمهشکلدار و گاهی سرنیزهای و با ماکل کارلسباد (شکل 4-C) و گاهی بهصورت میکرولیت در زمینه یافت میشوند. بیوتیت که تنها کانی فرومنیزین در ریولیت است، بلورهای شکلدار و نیمهشکلدار دارد و در پی رخداد واکنشهای اکسیداسیون که هنگام فوران گدازهها رخ میدهد کم و بیش با کانیهای کدر جایگزین شده است (شکل 4-D).
شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی از واحدهای ریولیتی در منطقة چاهگنبد. A) کوارتز با کنارة خلیجی در زمینة واشیشهایشده و با بافت اسفرولیتی (تصویر XPL)؛ B) درشتبلور پلاژیوکلاز با ماکل پلیسینتتیک، بافت غربالی و گوشههای تا اندازهای گرد شده (تصویر XPL)؛ C) درشتبلور سرنیزهای سانیدین با کنارة خلیجی (تصویر XPL)؛ D) درشتبلور نیمهشکلدار بیوتیت در زمینة واشیشهایشده با بافت اسفرولیتی (تصویر PPL).
Figure 4. Photomicrograph of rhyolite units in the Chah Gonbad area. A) Quartz with embayed margins in a devitrified groundmass showing spherolitic texture (XPL image); B) Large plagioclase phenocryst with polysynthetic twinning, sieve texture, and partly rounded corners (XPL image); C) Lath-shaped sanidine phenocryst with embayed margins (XPL image); D) Subhedral biotite phenocryst in a devitrified groundmass with spherolitic texture (PPL image).
خمیرة شیشهای سنگ بافت پرلیتی دارد؛ بهگونهایکه آثار آن حتی پس از واشیشهایشدن بهجای مانده است. بافت جریانی نیز در این سنگها بهویژه در خمیرة آن رایج است. هرچند بافت جریانی در بیشتر سنگهای منطقه دیده میشود، اما در سنگهای فلسیک آشکارتر است و بیشتر به شکل چینهای جریانی و الگوهای چرخشی نامنظم دیده میشوند. چگونگی پیدایش این پدیدهها، تفریق مواد (بهویژه مواد فرار) در پی اختلاف نیروی برشی، رگهرگهشدن ماگماهای مختلط، جریانیافتن و یا جوشخوردن نهشتههای آذرآواری و فراوانی تغییرات بافتی است (Shelley, 1993).
پرلیت
پرلیتهای منطقه، ترکیب ریولیتی، ریوداسیتی و داسیتی دارند. بافت آنها هیالوپورفیریتیک با زمینة شیشهای، پرلیتی، شیشهای جریانی و اسفرولیتی است. ویلسون (Wilson, 1989) و مکآرتور و همکاران (McArthur et al., 1998) شکستگیهای پرلیتی که بهصورت شبکة متراکمی از شکستگیهای ناشی از سردشدن سریع، پدید میآیند را پیامد دگرریختی حرارتی هنگام سردشدن و انقباض شیشه دانستهاند (شکلهای 5 -A و 5-B). پتاسیمفلدسپار، پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و پیروکسن کانیهای اصلی و رایج پرلیتهای منطقه هستند. درشتبلورهای نیمهشکلدار و سرنیزهای سانیدین کنارة خلیجی دارند و قطر آنها به 4 میلیمتر میرسد (شکل 5-C). بلورهای ریز نیمهشکلدار تا شکلدار پیروکسن و هورنبلندِ کدرشده[4] به مقدار کم (5 تا 10 درصد) یافت میشوند (شکل 5 -D).
شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی در واحدهای پرلیت منطقة چاهگنبد. A) بافتهای اسفرولیتی و پرلیتی (تصویر PPL)؛ B) بافت پرلیتی (تصویر PPL)؛ C) فنوکریست سرنیزهایشکل سانیدین در زمینة پرلیتی (تصویر XPL)؛ D) درشتبلور شکلدار کلینوپیروکسن و هورنبلند کدرشده (تصویر XPL)؛ E) درشتبلور شکلدار پلاژیوکلاز با ماکل پلیسینتتیک (تصویر XPL)؛ F) درشتبلورهای بیوتیت و ریزبلورهای کوارتز در زمینة پرلیتی (تصویر XPL).
Figure 5. Photomicrograph of perlite units in the Chah Gonbad area. A) Spherolitic and perlitic textures (PPL image); B) Perlitic texture (PPL image); C) Lath-shaped sanidine phenocryst in a perlitic groundmass (XPL image); D) Euhedral clinopyroxene and opacified hornblende phenocrysts (XPL image); E) Euhedral plagioclase phenocryst with polysynthetic twinning (XPL image); F) Biotite phenocrysts and fine-grained quartz crystals in a perlitic groundmass (XPL image).
نوع پلاژیوکلاز بر پایة زاویه خاموشی، آلبیت تا الیگوکلاز است و پلاژیوکلازها ماکل پلیسینتتیک، منطقهبندی شیمیایی و کنارة خلیجی دارند (شکل 5-E). بیوتیت نیز بهصورت بلورهای ریز و درشت نیمهشکلدار تا بیشکل و با چندرنگی شدید قهوه ای مایل به سرخ دیده میشود و گاهی در پی واکنشهای اکسیداسیون کدر شده است. کوارتز بهصورت بلورهای بیشکل و گاهی شکسته و با کنارة خلیجی دیده میشود. شکستگی فنوکریستها پیامد انتقال متلاطم ماگما هنگام فوران است (Allen and Mcphie, 2003; Al-Mashaikie et al., 2010) (شکل 5-F).
آندزیت- آندزیت/بازالت
آندزیتهای منطقه بافتهای پورفیریتیک، حفرهای، گلومروپورفیریتیک و پوییکیلیتیک دارند. زمینة ریزدانه این سنگها از میکرولیتهای پلاژیوکلاز ساخته شده است. بافت گلومروپورفیریتیک از تجمع درشتبلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در زمینهای از ریز بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و کانیهای کدر پدید میآید (شکل 6-A). بلورهای ریز کلینوپیروکسنهای که با درشتبلورهای پلاژیوکلاز در برگرفته شدهاند بافت پوییکیلیتیک را پدید آوردهاند (شکل 6-B) . پلاژیوکلاز به دو صورت فنوکریست و میکرولیت 40-50 درصد حجم سنگ را دربر میگیرد. درشتبلورهای آن ماکل پلیسینتتیک، بافت غربالی و منطقهبندی شیمیایی دارند و اندازة آنها از 2/0 تا 2 میلیمتر متغیر است (شکلهای 6-A تا 6-D).
به باور آستانیسیک و همکاران (Ustunisi et al., 2014)، منطقهبندی پیامد تغییرات ناگهانی در دما، فشار و یا در ترکیب ماگماست. با توجه به زاویة خاموشی ترکیب پلاژیوکلاز در بازة الیگوکلاز-آندزین جای میگیرد. بافت غربالی در پی تغییرات دمایی و شیمیایی مذابی که در همبری با بلور است پدیدار میشود که میتواند پیامد انتقال بلور به بخش دیگری از ماگما، پیدایش جریان مذاب در میان بلورهایی که زودتر پدید آمدهاند و یا جدایش بلوری پیشروندة مذاب باشد (Reubi, 2002; Arvin et al., 2003 ) (شکل 6-C). در هنگام رخداد فرایند تغذیة ماگمایی و با تغییر دمای ماگما (در صورت افزایش اختلاف دما) بلورهای پیشین تعادل خود را از دست میدهند و تا اندازهای حل میشوند و با ماگمای جدید واکنش میدهند و افزونبر بافت غربالی، کنارههای گردشده نیز پیدا میکنند. واکنش تنها در محل همبری فنوکریست و ماگما روی میدهد (Tsuchiyama, 1985; Shelley, 1993) (شکل 6-C).
درشتبلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار هورنبلندهای سبز و قهوهای و بلورهای ریز سوزنی آنها نزدیک به 10 تا 15 درصدحجم سنگ را دربر گرفتهاند. فرایند کدرشدن (اپاکیشدن) نیز در هورنبلند رخ میدهد؛ بهگونهایکه هورنبلند بیشتر در کنارهها و گاه بهطور کامل با کانیهای کدر جایگزین شده است (شکل 6-E). کنارة واکنشی آمفیبولها برای پیبردن به حرکتهای ماگما پیش از فوران و بهویژه برای برآورد آهنگ بالاآمدن ماگما بهکار میرود (De Angelis et al., 2015). کلینوپیروکسن (اوژیت) بهصورت بلورهای درشت، متوسط و ریز نیز دیده میشود (شکل 6-F). بلورهای نیمهشکلدار تا بیشکل با کنارههای کدرشدة بیوتیت نزدیک به 5 درصد حجم فنوکریستها را دربر میگیرد. در بیشتر مواقع، بیوتیت و هورنبلند با هم دیده میشوند. ناپایداری آمفیبول و بیوتیت و پیدایش حاشیه واجذبی پیرامون آنها و نیز خوردگی شدید کلینوپیروکسن و پیدایش کلینوپیروکسنهای ریز در زمینه، مانند تغییرات حاصل از افت سریع فشار در منطقه است (Anderson, 1976) (شکل 6-G).
بافت و کانیشناسی تراکیآندزیتها همانند آندزیتها است؛ با این تفاوت که پتاسیمفلدسپار در این سنگها بهصورت بلورهای ریز در زمینة سنگ یافت میشود (شکل 6-H) و مقادیر کمتری هورنبلند و کلینوپیروکسن نسبت به آندزیتها دارند. پیروکسن با اپیدوت و اکسید آهن جایگزین میشود و هورنبلند نیز بهعلت واکنشهای اکسیداسیون اگزوترمیک[5] که در هنگام فوران رخ میدهند، کدر شده است (شکل 6-I). کدرشدن بلورهای هورنبلند را پیامد افت پرشتاب فشار هنگام فوران ماگما و افزایش دمای ماگما میدانند (Hiroshi and Kenji, 2005). کدرشدن هورنبلند نشاندهندة بالابودن فوگاسیتة اکسیژن و بخار آب در زمان پیدایش این کانی و از دسترفتن آب هنگام فوران ماگماست (Best, 1982).
ایگنیمبریت
ایگنیمبریتها ترکیب ریولیتی، ریوداسیتی- داسیتی، تراکی داسیتی دارند و هنگام حرکت ابرهای سوزان پدید آمدهاند. گسترش وسیع ابرهای سوزان در پی فراوانی گازها و مواد فرار در بخش بالایی آشیانة ماگمایی است؛ جاییکه ماگما جدایش بلوری بیشتری یافته و اسیدیتر است.
شکل 6. تصویرهای میکروسکوپی آندزیتها و تراکیآندزیتهای منطقة چاهگنبد A) بافت گلومروپورفیریتیک (تصویر XPL)؛ B) بافتهای پورفیریتیک و پوییکیلیتیک (بلورهای ریز کلینوپیروکسن با پلاژیوکلاز در بر گرفته شدهاند) (تصویر PPL)؛ C) بافت غربالی در پلاژیوکلاز (تصویر XPL)؛ D) منطقهبندی شیمیایی در پلاژیوکلاز (تصویر XPL)؛ E) درشتبلور آمفیبول کدرشده (تصویر XPL)؛ F) درشتبلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز، (تصویر XPL)؛ G) درشتبلورهای کدرشدة آمفیبول و بیوتیت (تصویر PPL)؛ H) میکرولیتهای پلاژیوکلاز و آلکالیفلدسپار (تصویر XPL)؛ I) ریزبلورهای آمفیبول کدرشده (تصویر PPL) (تصویرهای A تا G از آندزیتها و تصویرهای H و I از تراکیآندزیتها هستند).
Figure 6. Photomicrograph of andesites and trachyandesites from the Chah Gonbad area. A) Glomeroporphyritic texture (XPL image); B) Porphyritic and poikilitic textures (fine clinopyroxene crystals enclosed by plagioclase) (PPL image); C) Sieve texture in plagioclase (XPL image); D) Chemical zoning in plagioclase (XPL image); E) Opacitized amphibole phenocryst (XPL image); F) Pyroxene and plagioclase phenocrysts (XPL image); G) Opacitized amphibole and biotite phenocrysts (PPL image); H) Microlites of plagioclase and alkali feldspar (XPL image); I) Fine-grained opacitized amphibole crystals (PPL image) (Images A–G are from andesites, and images H–I are from trachyandesites).
حرکتهای آشفته و سریع ابرهای سوزان دارای مواد جامد، باعث از میانرفتن بافتهای آذرآواری آنها و پدیدارشدن بافتهای جریانی دروغین (سودوفلوییدال) شده است؛ بهگونهایکه بافتهای همانندِ سنگهای گدازهای اسیدی پیدا کردهاند. آشفتگی فراوان بافت جریانی در ایگنمبریتها که گواه حرکتهای مارپیچی آنهاست و نیز حضور شاردهای شیشهای آنها را از ریولیتها متمایز میکند. بافت هیالوپورفیریتیک جریانی در این سنگ رایج است. درشتبلورهای پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار و کلینوپیروکسن، بیوتیت و آمفیبول کدرشده در زمینة شیشهای ایگنیمبریت پراکندهاند (شکل 7).
شکل 7. تصویرهای میکروسکوپی از ایگنیمبریتهای منطقة چاهگنبد. A) بافت پورفیریتیک حاصل از حضور درشتبلورهای شکلدار پلاژیوکلاز در خمیرة شیشهای؛ B) درشتبلورهای شکلدار سانیدین (تصویر XPL)؛ C) درشتبلور شکلدار بیوتیت (تصویر PPL)؛ D) هورنبلند کدرشده و با کنارة خلیجی (تصویر XPL).
Figure 7. Photomicrograph of ignimbrites from the Chah Gonbad area. A) Porphyritic texture resulting from the presence of euhedral plagioclase phenocrysts in a glassy groundmass; B) Euhedral sanidine phenocrysts (XPL image); C) Euhedral biotite phenocryst (PPL image); D) Opacitized amphibole with embayed margins (XPL image).
زمین شیمی
دادههای تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) و عنصرهای فرعی و کمیاب (بر پایة ppm) برای سنگهای آتشفشانی منطقة چاهگنبد در جدول 1 نشان داده شده است. تغییرات برخی عنصرهای اصلی و همچنین عنصرهای فرعی شامل SiO2 (3/51- 5/74 درصدوزنی)، Al2O3 (14/12- 36/18 درصدوزنی)، K2O (84/1- 6/7 درصدوزنی)، Na2O (2- 14/4 درصدوزنی)، MgO (15/0- 06/4 درصدوزنی)، Mg# (82/15- 31/48 درصدوزنی)، ppm20Ni<، Co (6/0- 8/24 ppm)، La (7/15- 9/44 ppm)، Y (1/11- 6/27 ppm)، Yb (08/1- 26/3 ppm) و Sr (9/111- 2/698 ppm) است که طیفی از سنگهای بازیک/حد واسط تا اسیدی را نشان میدهد. مذابهایی که خاستگاه آنها پوستة زیرین باشد جدای از درجة ذوببخشی با مقدار عدد منیزیم کم (<40) شناخته میشوند؛ اما مذابهایی که با اجزای گوشته پدید آمدهاند Mg# بالایی (>40) دارند (Geng et al., 2009). مقدار Mg# در دو نمونة آندزیتی و آندزیت/بازالتی بهترتیب برابر با 18/41 و 79/45 و یک نمونة داسیتی 31/48 است که میتواند نشانة خاستگاه گوشتهای با آلایش کمتر پوستهای باشد؛ اما در یک نمونة آندزیتی، 52/34 و در دو نمونة پرلیتی 44/26 و 82/15 و در نمونههای ایگنیمبریتی 43/32، 44/27 و 82/15 است که نشان از نقش بارز پوستة زیرین در پیدایش و یا تکامل آنها دارد. سنگهای با Mg# بالا مقدار بیشتری از عنصرهای Ni و Co نسبت به گونههای با Mg# کم دارند (Karsli et al., 2010; Zhu et al., 2016). در سنگهای منطقه مقدار نیکل در همة نمونهها از 20 کمتر و مقدار کبالت برابر با 0/6- 24/8 ppm است که به نقش پوستة زیرین در پیدایش یا تحول ماگمای مادر آنها دارد. مقایسة سنگهای یادشده با مذابهای نخستین با خاستگاه گوشتهای که مقادیر بیشتری از نیکل (بیشتر از ppm400) (Wilson, 1989) و مقادیر بسیار Mg# (Sharma, 1997) دارند میتواند گواه این باشد که سنگهای بازیک/حد واسط با خاستگاه گوشتهای، بدوی نیستند و هنگام تکامل و تحول خود در پی آلایش پوستهای دچار تغییراتی شدهاند و سنگهای اسیدی از ذوببخشی پوستة زیرین پدید آمدهاند.
جدول 1. دادههای تجزیة شیمیایی سنگهای آتشفشانی منطقة چاهگنبد.
Table 1. The chemical analysis data of volcanic rocks from Chah Gonbad area.
|
|
Rhyolite |
Ignimbrite |
Perlite |
Dacite- Rhyodacite |
Andesite |
Basalt/ Andesite |
Rock type |
||||||||||||||||||||||||||||
|
|
10D (2) |
42D (2) |
63D |
41D |
1D |
49D |
2D |
34D |
24D |
21D |
Sample No. |
||||||||||||||||||||||||
|
|
58°08′ 04″ |
58°08′ 10″ |
58°10′ 23″ |
58°08′14″ |
58°08′42″ |
58°09′ 01″ |
58°08′03″ |
58°12′31″ |
58°10′ 22″ |
58°10′ 22″ |
X |
Sample Location |
|||||||||||||||||||||||
|
|
32°39′ 33″ |
32″ 42′ 1.5″ |
32° 41′ 09″ |
32°42′ 15″ |
32°41′41″ |
32° 40′ 22″ |
32°41′40″ |
32°40′ 58″ |
32°41′ 14″ |
32°41′ 07″ |
Y |
||||||||||||||||||||||||
|
|
74.5 |
72.92. |
63.69 |
63.83 |
70.41 |
70.05 |
64.52 |
54.81 |
52.77 |
51.03 |
SiO2 |
||||||||||||||||||||||||
|
0.23 |
0.25 |
0.58 |
0.53 |
0.26 |
0.25 |
0.48 |
0.9 |
1.1 |
1.1 |
TiO2 |
|
||||||||||||||||||||||||
|
|
12.14 |
13.32 |
16.51 |
16.36 |
13.59 |
13.61 |
16.19 |
16.81 |
18.36 |
17.8 |
Al2O3 |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.003 |
0.009 |
0.005 |
0.006 |
0.003 |
0.007 |
0.012 |
0.008 |
0.002 |
0.003 |
Cr2O3 |
|
|||||||||||||||||||||||
|
|
0.05 |
0.04 |
0.05 |
0.06 |
0.07 |
0.06 |
0.07 |
0.13 |
0.11 |
0.15 |
MnO |
|
|||||||||||||||||||||||
|
|
1.55 |
1.58 |
4.45 |
5.2 |
1.6 |
1.5 |
4.09 |
8.74 |
9.47 |
9.52 |
Fe2O3T |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.2 |
0.15 |
0.85 |
1.26 |
0.29 |
0.27 |
1.93 |
3.09 |
2.52 |
4.06 |
MgO |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.69 |
1.01 |
3.49 |
5.2 |
0.98 |
1.02 |
4.69 |
6.58 |
8.18 |
8.51 |
CaO |
||||||||||||||||||||||||
|
|
2 |
3.23 |
3.53 |
3.43 |
4.14 |
3.81 |
4.01 |
2.88 |
3.46 |
3.31 |
Na2O |
||||||||||||||||||||||||
|
|
7.6 |
6.15 |
5.21 |
2.42 |
3.9 |
4.67 |
1.97 |
3.53 |
1.84 |
1.88 |
K2O |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.03 |
0.04 |
0.15 |
0.14 |
0.03 |
0.03 |
0.26 |
0.38 |
0.17 |
0.17 |
P2O5 |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.9 |
1.2 |
1.2 |
1.4 |
4.6 |
4.6 |
1.6 |
1.8 |
1.8 |
2.2 |
LOI |
||||||||||||||||||||||||
|
|
99.91 |
99.9 |
99.82 |
99.89 |
99.9 |
99.88 |
99.85 |
99.76 |
99.8 |
99.78 |
Total |
||||||||||||||||||||||||
|
|
20.35 |
15.82 |
27.44 |
32.43 |
26.44 |
26.35 |
48.31 |
41.18 |
34.52 |
45.79 |
Mg# |
||||||||||||||||||||||||
|
|
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
<20 |
Ni |
||||||||||||||||||||||||
|
|
4 |
4 |
10 |
11 |
4 |
4 |
8 |
22 |
22 |
23 |
Sc |
||||||||||||||||||||||||
|
|
94 |
105 |
722 |
532 |
102 |
114 |
607 |
655 |
389 |
368 |
Ba |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.8 |
0.9 |
7.9 |
12.5 |
0.6 |
0.9 |
9.4 |
22.8 |
20.2 |
24.8 |
Co |
||||||||||||||||||||||||
|
|
5.6 |
7 |
4.8 |
2.7 |
14.3 |
13.7 |
1.2 |
2.5 |
1.2 |
1.5 |
Cs |
||||||||||||||||||||||||
|
|
3 |
5 |
2 |
2 |
4 |
4 |
3 |
3 |
5 |
1 |
Be |
||||||||||||||||||||||||
|
|
9.9 |
10.3 |
14.3 |
12.5 |
11.7 |
11.6 |
14.1 |
16.7 |
16.5 |
16.4 |
Ga |
||||||||||||||||||||||||
|
|
2.8 |
6.4 |
7.7 |
6.4 |
7.2 |
6.7 |
6.3 |
3.4 |
4.1 |
3.3 |
Hf |
||||||||||||||||||||||||
|
|
18.03 |
18.8 |
13.8 |
4.9 |
19 |
20.6 |
8.9 |
8.3 |
5.1 |
4.7 |
Nb |
||||||||||||||||||||||||
|
|
230.7 |
218.2 |
157.5 |
78.4 |
297.3 |
238.5 |
60.5 |
106.6 |
38.5 |
38.1 |
Rb |
||||||||||||||||||||||||
|
|
2 |
2 |
2 |
1 |
2 |
3 |
1 |
2 |
1 |
1 |
Sn |
||||||||||||||||||||||||
|
|
133.5 |
190 |
539.6 |
386.7 |
111.9 |
275.1 |
536.1 |
698.2 |
449.3 |
604.8 |
Sr |
||||||||||||||||||||||||
|
|
1.3 |
1.3 |
1 |
0.5 |
1.5 |
1.5 |
0.7 |
0.4 |
0.4 |
0.2 |
Ta |
||||||||||||||||||||||||
|
|
23.9 |
27 |
16.2 |
7.4 |
26.2 |
27.7 |
12.6 |
8 |
3.8 |
3.2 |
Th |
||||||||||||||||||||||||
|
|
4.9 |
6.1 |
4.7 |
1.6 |
6.8 |
7.1 |
1.9 |
2.1 |
1.4 |
0.6 |
U |
||||||||||||||||||||||||
|
|
15 |
28 |
102 |
59 |
13 |
13 |
69 |
223 |
283 |
278 |
V |
||||||||||||||||||||||||
|
|
1.7 |
2.3 |
2.3 |
1.5 |
2.5 |
2.9 |
0.6 |
0.9 |
0.5> |
0.5> |
W |
||||||||||||||||||||||||
|
|
194.5 |
209.9 |
284.8 |
136.8 |
228.2 |
232.7 |
187.6 |
148.1 |
114.4 |
106.7 |
Zr |
||||||||||||||||||||||||
|
|
24 |
25.2 |
24.5 |
16.4 |
27.6 |
26.9 |
11.1 |
23.3 |
23.1 |
26.2 |
Y |
||||||||||||||||||||||||
|
|
41.8 |
44.9 |
36.4 |
15.7 |
44.3 |
48.1 |
37.6 |
31 |
18.3 |
18 |
La |
||||||||||||||||||||||||
|
|
78.1 |
85.8 |
71.8 |
29.5 |
85.9 |
91.3 |
59.6 |
62.1 |
37.7 |
34.3 |
Ce |
||||||||||||||||||||||||
|
|
8.55 |
9.24 |
8.01 |
3.35 |
9.28 |
10.09 |
5.96 |
7.38 |
4.29 |
4.26 |
Pr |
||||||||||||||||||||||||
|
|
30.3 |
32.7 |
29.5 |
12.9 |
34.5 |
34 |
20.3 |
30.8 |
17.2 |
18.3 |
Nd |
||||||||||||||||||||||||
|
|
5.59 |
6.12 |
5.71 |
2.5 |
6.05 |
6.38 |
3.53 |
6.29 |
4.11 |
4.17 |
Sm |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.63 |
0.7 |
1.37 |
0.84 |
0.66 |
0.66 |
1 |
1.61 |
1.29 |
1.33 |
Eu |
||||||||||||||||||||||||
|
|
4.76 |
4.86 |
5.15 |
3.06 |
5.08 |
5.39 |
2.91 |
5.72 |
4.6 |
4.98 |
Gd |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.71 |
0.74 |
0.77 |
0.46 |
0.74 |
0.81 |
0.39 |
0.81 |
0.72 |
0.8 |
Tb |
||||||||||||||||||||||||
|
|
4.2 |
4.74 |
4.69 |
2.79 |
4.6 |
4.85 |
2.07 |
4.73 |
4.54 |
4.57 |
Dy |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.9 |
0.88 |
0.85 |
0.62 |
1 |
0.94 |
0.43 |
0.9 |
0.93 |
0.98 |
Ho |
||||||||||||||||||||||||
|
|
2.75 |
2.82 |
2.39 |
1.9 |
2.94 |
3.09 |
1.12 |
2.47 |
2.72 |
3.22 |
Er |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.42 |
0.43 |
0.4 |
0.27 |
0.42 |
0.48 |
0.18 |
0.38 |
0.37 |
0.42 |
Tm |
||||||||||||||||||||||||
|
|
2.94 |
3.17 |
2.74 |
1.89 |
3.26 |
3.25 |
1.08 |
2.36 |
2.65 |
2.87 |
Yb |
||||||||||||||||||||||||
|
|
0.45 |
0.47 |
0.46 |
0.28 |
0.46 |
0.53 |
0.15 |
0.36 |
0.39 |
0.44 |
Lu |
||||||||||||||||||||||||
|
|
3.91 |
3.91 |
2.74 |
2.32 |
3.87 |
4.11 |
2.39 |
2.73 |
2.66 |
2.58 |
Eu/Eu* |
||||||||||||||||||||||||
|
|
14.22 |
14.16 |
13.28 |
8.31 |
13.59 |
14.80 |
34.81 |
13.14 |
6.91 |
6.27 |
(La/Yb)N |
||||||||||||||||||||||||
|
|
26.56 |
27.07 |
26.20 |
15.61 |
26.35 |
28.09 |
55.19 |
26.31 |
14.23 |
11.95 |
(Ce/Yb)N |
||||||||||||||||||||||||
|
|
8.13 |
8.25 |
8.04 |
3.92 |
8.04 |
8.52 |
11.67 |
3.39 |
1.43 |
1.11 |
(Th/Yb)N |
||||||||||||||||||||||||
نامگذاری و تعیین سری ماگمایی
یکی از بهترین روشهای ردهبندی سنگهای آتشفشانی، کاربرد نمودار مجموع آلکالی در برابر سیلیس است. روی نمودار K2O+Na2O در برابر SiO2 (نمودار TAS)، سنگهای آتشفشانی شمال چاهگنبد در قلمرو تراکیبازالت، آندزیتبازالتی، تراکیآندزیتبازالتی، تراکیت/تراکیداسیت، داسیت و ریولیت جای میگیرند (شکل 8-A). برای پرهیز از خطای ناشی از دگرسانی اندک سنگها از نمودارهایی که بر پایة عنصرهای نامتحرک پایهریزی شدهاند بهره گرفته شد. روی نمودار SiO2 در برابر Zr/TiO2، نمونههای منطقة چاهگنبد در گسترة سابآلکالی بازالت، آندزیت، ریوداسیت/داسیت و ریولیت جای میگیرند (شکل 8-B). روی نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 سنگهای یادشده در گسترة آندزیت/بازالت، آندزیت، تراکیآندزیت، ریوداسیت/داسیت و ریولیت جای میگیرند (شکل 8-C).
شکل 8. ترکیب سنگهای آتشفشانی منطقة چاهگنبد روی: A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Le Bas, 1986)؛ B) نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).
Figure 8. A) Composition of volcanic rocks from the Chah Gonbad area plotted on: A) SiO₂ versus Na₂O+K₂O diagram (Le Bas, 1986); B) Zr/TiO₂ versus SiO₂ diagram (Winchester and Floyd, 1977); C) Nb/Y versus Zr/TiO₂ diagram (Winchester and Floyd, 1977).
نمونههای یادشده روی نمودار سهتایی Na2O+K2O-MgO-FeO* یا AFM در گسترة سری ماگمایی کالکآلکالن (شکل 9-A) جای میگیرند. روی نمودار درصدوزنی K2O+Na2O در برابر SiO2، سرشت کالکآلکالن و آلکالن (شکل 9-B) و نیز روی نمودار SiO2 در برابر K2O، سرشت کالکآلکالن، کالکآلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی را نشان میدهند (شکل 9-C). همچنین، روی نمودار Co در برابر Th که برای سنگهای آتشفشانی بهکار برده میشود، سنگهای منطقه در گسترة کالکآلکالن و کالکآلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای میگیرند (شکل 9-D).
با توجه به گسترش بسیار سنگهای آتشفشانی اسیدی شامل پرلیت و ایگنمبریت با ترکیب ریوداسیت/داسیت و ریولیتی در منطقه، ردهبندی آنها بر پایة نسبتهای مولار Al2O3، آلکالیها (Na2O+K2O) و CaO نیز آورده شده است (شکل 9-E). بر پایة این نمودار، بیشتر سنگهای اسیدی منطقه متاآلومین هستند و Na2O+K2O+CaO>Al2O3>Na2O+K2O دارند. این ویژگی همراه با کانیهای فرعی شاخص بیوتیت و هورنبلند از ویژگیهای بارز سنگهای اسیدی نوع I و محیط زمینساختی کوهزایی بهشمار میرود. دو نمونة ایگنمبریتی پرآلومین هستند که گمان میرود پیامد آلایش شدید پوستهای باشد.
زمینشیمی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (Rare Earth Element)
الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب بههنجارشده در برابر ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای نمونههای منطقة شمال چاهگنبد خور در شکل 10-A آورده شده است. روی این نمودار، غنیشدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) دیده میشود که به باور ماچادو و همکاران (Machado et al., 2005) وابستگی آنها را به سری کالکآلکالن نشان میدهد و از دید کاستیلو (Castillo, 2006) در سریهای ماگمایی کالکآلکالن این ویژگی پدیدهای عادی است. تهیشدگی در عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Nb، Ti و Ta که در شرایط دگرگونی و دگرسانی، عنصرهای سازگار و کمابیش نامتحرک هستند در همة نمونهها منطقه دیده میشود. تهیشدگی در HFSE (مانند Ti، Nb و Ta) و P از ویژگیهای برجستة محیطهای کمانی است و میتواند گویای خاستگاه ماگما از یک پوستة اقیانوسی فروراندهشده و گوة گوشتهای دگرنهاد روی آن باشد که دچار تبلور جدایشی، هضم و آلایش ماگما با مواد پوستهای شده باشد (Saunders et al., 1992; Nagudi et al., 2003). به باور دیگر پژوهشگران (Pfander et al., 2002; Andrew et al., 2005; Gill, 2010; Qiang et al., 2016) غنیشدگی در عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) و تهیشدگی در HFSE از ویژگیهای پهنههای فرورانش و پسابرخوردی است. تهیشدگی این عنصرها نشاندهندة آلایش ماگمای نخستین با پوستة زیرین است. شاید هم همانندِ گوشتة سنگکرهای در پهنههای پسابرخوردی، خاستگاه پریدوتیتی گدازهها، با مؤلفههای فرورانش دگرنهاد شده باشد (Aldanmaz et al., 2000; Zhang et al., 2012; Erturk et al., 2018).
غنیشدگی از K و Zr در همة نمونهها، غنیشدگی از Sr در همة (مگر دو نمونة پرلیتی)، غنیشدگی از Cs و Th در همة (مگر دو نمونة آندزیت/بازالتی) و تهیشدگی از Ti، P، Ba و Nb در نمونههای منطقه دیده میشود. این ویژگیهای زمینشیمیایی به پهنة کمان مربوط است که پیدایش آنها با گوشتة سنگکرهای دگرنهادشده، فرورانش و حاشیة فعال قارهای در ارتباط است (Chashchin et al., 2016; Yu et al., 2016). عنصر Th در بیشتر نمونهها غنیشدگی کم تا متوسط و برای دو نمونه آندزیت/بازالتی تهیشدگی نشان میدهد. توریم که عنصر HFS است رفتاری همانند عنصرهای کم تحرک دارد؛ اما در محیطهای فرورانش مانند عنصرهای متحرک رفتار میکند و از مواد رسوبی فرورونده رها میشود (Gorton and Schandl, 2000).
شکل 9. ترکیب سنگهای آتشفشانی منطقة چاهگنبد روی A) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ D) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007)؛ E) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Shand, 1943).
Figure 9. Composition of volcanic rocks from the Chah Gonbad area on: A) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971); B) SiO₂ versus Na₂O+K₂O diagram (Irvine and Baragar, 1971); C) SiO₂ versus K₂O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); D) Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007); E) A/CNK versus A/NK diagram (Shand, 1943).
عنصر U نیز غنیشدگی نشان میدهد. غنیشدگی Th و U میتواند پیامد افزودهشدن رسوبهای پلاژیک و یا پوستة اقیانوسی دگرسان شده به سنگ خاستگاه (Fan et al., 2003) و یا آلایش پوستهای باشد؛ اما تهیشدگی Th برای دو نمونة آندزیت/بازالتی منطقه میتواند نشانة نبود رخداد آلایش پوستهای و یا شاهدی بر خاستگاه گوناگون و یا روند تکاملی متفاوت ماگمای خاستگاه آنها با دیگر نمونهها باشد؛ بهویژهکه به باور افتخارنژاد و اشتوکلین (Eftekharneghad and Stöcklin, 1975)، این دو سنگ نسبت به دیگر نمونهها جوانتر هستند. عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LIEE) مانند Cs، U، K و Rb که عنصرهای ناسازگار و متحرک هستند غنیشدگی نشان میدهند. البته عنصر Ba برای همة نمونهها و Cs برای دو نمونة آندزیت/بازالتی تهیشدگی دارند. تهیشدگی متفاوت Ba چهبسا به درجة اشباعشدگی از سیلیس و میزان ذوب وابسته نباشد (Avanzinelli et al., 2008). بیهنجاری منفی Ba در سنگهای اسیدی منطقه میتواند نشاندهندة جدایش بلورین فلدسپارها (Arslan and Aslan, 2006) و یا گواه پوستة قارهای بالایی در فرایندهای ماگمایی (Kuscu and Geneli, 2010) باشد. بیهنجاری منفی Nb در همة نمونهها دیده میشود. بیهنجاری منفی ماگماهای گوشتهای در Nb میتواند پیامد آلایش ماگما با مواد پوستهای در هنگام صعود و یا جایگزینی یا غنیشدگی با شارهها در پهنههای فرورانش باشد (Sun and McDonough, 1989). به باور رولینسون (Rollinson, 1993) نیز بیهنجاری منفیNb، شاخص سنگهای قارهای است و شاید نشاندهندة شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی باشد. به باور کارت و همکاران (Kurt et al., 2008)، آنومالی آشکار Nb دیدهشده در همة نمونهها نشاندهندة تأثیر سیالهای جداشده از تختة فرورو و نیز دخالت پوستهای در تکامل ماگماست. پرلیتها در مقایسه با ایگنمبریتها، داسیتها، آندزیتها و آندزیت/بازالتها تهیشدگی بیشتری در Ba، Ti ،P و Sr دارند. تهیشدگی آشکارا از P و Ti در ریولیتها به ویژگیهای خاستگاه وابسته است. غلظت عنصرهای TNT (Ti، Nb و Ta) با ایلمنیت، روتیل و اسفن کنترل میشود؛ ازاینرو، تهیشدگی Ti میتواند گویای پیدایش اکسیدهای Fe-Ti باشد (Rollinson, 1993). تهیشدگی آشکارا از P و Ti بهترتیب به پیدایش آپاتیت و تیتانومگنتیت و غنیشدگی Th و U در این سنگها به آلایش پوستهای و یا ویژگیهای خاستگاه وابسته است (Gencalioglu and Geneli, 2010) . در بیشتر نمونههای منطقه، غنیشدگی Cs دیده میشود که به باور وانگ (Wang, 2004) نشانة آلایش ماگما توسط مواد پوسته در پی تمرکز بالای این عنصر در پوستة قارهای و توقف ماگمای سازندة سنگها (هرچند برای مدتی کوتاه) در پوستة قارهای زیرین، به همراه نفوذ سیالات پوستهای به درون ماگما و یا هضم مواد پوستهای درون ماگما هنگام صعود است. از آنجاییکه شرایط یادشده برای دو نمونة آندزیت/بازالتی جوانتر منطقه فراهم نبوده است تهیشدگی Cs نشان میدهند. غنیشدگی از عنصرهای کمیاب خاکی سبک (LILE) از ویژگیهای ماگماهای وابسته به پهنة فرورانش است Gencalioglu and Geneli, 2010)). غنیشدگی از عنصرهای Th، K، U و Rb میتواند در ارتباط با فرایند دگرنهادشدن گوشته یا آلایش پوستة قارهای باشد (Soesoo, 2000).
مقدار کمتر Sr در سنگهای اسیدی نسبت به سنگهای حد واسط/بازی منطقه میتواند پیامد جدایش پلاژیوکلاز از فاز ماگمایی باشد (Wu et al., 2003). این خود گواه دیگری بر خاستگاه احتمالی متفاوت سنگهای اسیدی با آندزیتها و آندزیت/بازالتهای جوانتر است. غنیشدگی Sr در مقایسه با P در نمونههای داسیتی و آندزیت/بازالتی منطقه را میتوان پیامد پیدایش پلاژیوکلاز در این سنگها دانست (Martin, 1999). غنیشدگی K که در همة نمونههای اسیدی و آندزیتی/بازالتی منطقه دیده میشود به باور فولی (Foly, 1992a, b)، برگرفته از ژنگ و همکاران (Zheng et al., 2016)، در درجة نخست شاید پیامد ذوب اولیة خاستگاه گوشتهای با کانیهای آبدار (مانند فلوگوپیت و آمفیبول) باشدکه به پیدایش مذاب سرشار از K انجامیده است و در درجة دوم شاید پیامد آلایش پوستهای باشد.
شکل 10. A) نمودار عنصرهای کمیاب بههنجارشده نمونههای منطقة چاهگنبد به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگهای منطقه بههنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984).
Figure 10. A) Trace element diagram of samples from the Chah Gonbad area normalized to the primitive mantle (Sun and McDonough, 1989); B) Rare earth element (REE) pattern of rocks from the area normalized to chondrite composition (Boynton, 1984).
عنصر Zr که از عنصرهای HFS است در نمونههای اسیدی، اندکی غنیشدگی نشان میدهد و این ویژگی چهبسا پیامد حضور هورنبلند در سنگهای منطقه است. زیرکنیم بهسبب بار و شعاع یونی بالایی که دارد کمتر وارد کانیهای سنگساز و رایج سنگها میشود. این عنصر در آغاز گرایش دارد وارد ساختمان زیرکن شود؛ اما با نبود زیرکن، زیرکنیم وارد آمفیبول میشود. همچنین، این عنصر به مقدار کم، جانشین Ti در شبکة اسفن و روتیل میشود (Rollinson, 1993). تهیشدگی خفیف Eu را میتوان با جدایش بلوری فلدسپار توجیه کرد (Erosy et al., 2008).
با توجه به این که ترکیب کندریتها بهطور مستقیم اندازهگیری شده است، اما ترکیب گوشتة اولیه تخمینی است، تامپسون (Thompson, 1983) پیشنهاد داد بهتر است دادهها در برابر کندریت بههنجار شوند. برای بررسی رفتار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده در نمونههای منطقة چاهگنبد در برابر ترکیب کندریت از دادههای پیشنهادی بویتون (Boynton, 1984) برای ترکیب کندریت بهره گرفته شد (شکل 10-B). روی این نمودار، عنصرهای کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای کمیاب سنگین (HREE) غنیشدگی آشکاری نشان میدهند. به پیشنهاد فیتون و همکاران (Fitton et al., 1991)، بالا بودن نسبت LREE/HREE نشانهای اصلی ماگماهای پدیدآمده در پهنة فرورانش است و چهبسا نشاندهندة غنیشدگی در گوشته توسط فاز مذاب یا سیال سرشار از آب در پی فرورانش باشد. زانتی و همکاران (Zanetti et al., 1999) نیز بالابودن نسبتهای LREE/HREE و LILE/HFSE را نشانة فرورانش میدانند. همچنین، غنیشدگی LREE در برابر HREE شاید در پی جدایش بلورین کانی هورنبلند یا گارنتداربودن خاستگاه رخ داده باشد (Jahangiri, 2007). به باور وینتر (Winter, 2010) آنچه به غنیشدگی سنگهای یک ناحیه از LREE میانجامد اینست که این سنگها در پهنههای فرورانش پدید آمدهاند. غنیشدگی LREE نسبت به HREE میتواند پیامد ناسازگارتربودن LREE از HREE باشد. ناهنجاریهای Eu بیشتر با فلدسپارها بهویژه در ماگمای فلسیک کنترل میشود؛ زیرا Eu در حالت دو ظرفیتی در پلاژیوکلاز و پتاسیمفلدسپار سازگار است؛ اما دیگر عنصرهای REE سهظرفیتی و ناسازگار هستند. ازاینرو، جداشدن فلدسپار از مذاب فلسیک با جدایش بلوری و ذوببخشی باعث پیدایش آنومالی منفی Eu در مذاب میشود (Rollinson, 1993). در شرایط فعالیت کم اکسیژن، ضریب جدایش برای Eu میان پلاژیوکلاز و مذاب بازالتی بالاست و نسبت به دیگر REE آنومالی مثبت نشان میدهد و در شرایط فعالیت بالای اکسیژن، ضرایب جدایش برای Eu کم است و این عنصر مانند دیگر عنصرهای کمیاب خاکی رفتار میکند (Rollinson, 1993). ازاینرو، تهیشدگی خفیف Eu در بیشتر سنگهای منطقه میتواند پیامد فوگاسیتة بالای اکسیژن در هنگام پیدایش و تبلور سنگها باشد. همچنین، بیهنجاری منفی Eu برای نمونههای اسیدی نشانة جدایش پلاژیوکلاز در جدایش بلوری در فازهای پیشین باشد.
جایگاه زمینساختی و ژنز
برای تمایز محیط تکتونوماگمایی از نمودارهای تمایزی Ta/Yb در برابر Th/Yb و Yb در برابر Th/Ta (شکلهای 11-A و 11-B) بهره گرفته شد (Pearce, 1983; Schandl and Gorton, 2002; Siddigi et al., 2007). روی این نمودارها که در آن قلمروهای کمان اقیانوسی[6]، حاشیه فعال قارهای (ACM)، مناطق آتشفشانی درون ورقهای (WPVZ)، بازالتهای درونصفحه (WPB) و بازالت پشتة میاناقیانوسی (MORB) از یکدیگر تفکیک شدهاند، سنگهای آتشفشانی منطقه در قلمرو حاشیة قارهای فعال (ACM) جای میگیرند. تغییرات نسبت Th/Yb در برابر Ta/Yb و Th در برابر Ta (Schandl and Gorton, 2002) نشاندهندة تغییرات خاستگاه است (شکلهای 11-C و 11-D). وجود نایکنواختی در خاستگاه، مقدار Ta وTh را به طور یکسان تحتتأثیر قرار میدهد و ترکیب گوشته نسبت به گوشتة اولیه در راستای یک شیب واحد بهسوی نسبتهای بیشتر یا کمتر Th/Ybو Ta/Yb جابهجا میشود (Aldanmaz et al., 2000). مقدار Th/Yb برای نمونههای منطقة چاهگنبد نسبت به گوشتة غنیشده بیشتر است و در قلمرو حاشیه فعال قارهای جای میگیرد.
به باور آلدانماز و همکاران (Aldanmaz et al., 2000) با توجه به بالابودن نسبت Th/Yb به Ta/Yb میتوان به نقش مؤلفههای فرورانشی (سیالات و مذاب) و تأثیر آن بر گوشتة سنگکرهای زیر قاره (SCLM[7]) و یا آلایش پوستهای اشاره کرد. این تغییر ترکیب میتواند پیامد فرایندهای وابسته به فرورانش (Helvaci et al., 2009) و یا غنیشدگی Th به آلایش پوستهای و یا ویژگیهای خاستگاه دانسته شود (Gencalioglu and Geneli, 2010). برخی نسبتهای شیمیایی مانند 1 Nb/Ta> نشانة آلایش پوستهای هستند (Koralay et al., 2011). تامپسون و فاولر (Thompson and Fowler, 1986) بر پایة نسبت Zr به Nb قلمروهای فرورانش و پسبرخوردی[8] را از محدودة دور از فرورانش[9] جدا کردهاند (شکل 11-E). سنگهایی که مقدار Nb آنها از ppm 50 کمتر است مستقیم یا نامستقیم مرتبط با فرورانش (فرورانش و پسابرخوردی) هستند. بر این اساس، نمونههای بررسیشده با مقدار Nb میان 7/4 تا 6/20 و میانگین برابر با ppm 71/10 در محدودة مرتبط با فرورانش و پسابرخوردی جای میگیرند. روی نمودار La/Yb در برابر Th/Yb که قلمروهای کمان جزیرهای نخستین (نابالغ)، کمان جزیرهای و کمان حاشیة قارهای را از هم جدا میکند، سنگهای منطقة چاهگنبد در قلمرو کمان حاشیة قارهای جانمایی میشوند. در نمودار Rb/Zr در برابر Nb که بر پایة میزان بلوغ، انواع کمانهای حاشیة قارهای/کمان جزیرهای نخستین، کمان قارهای نرمال و کمان قارهای بالغ را از هم جدا میکند، سنگهای منطقه در قلمرو کمان قارهای نخستین جای میگیرند.
شکل 11. جایگاه سنگهای آتشفشانی منطقة چاهگنبد روی نمودارهای تکتونوماگمایی. A) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb؛ B) نمودار Yb در برابر Th/Ta (Pearce, 1983; Schandl and Gorton, 2002; Siddiqui et al., 2007)؛C ) Ta/Ybدر برابر Th/Yb (Pearce, 1983; Siddiqui et al., 2007)؛ D) نمودار Ta در برابر Th (Schandl and Gorton, 2002)؛ E) نمودار Zr در برابر Nb (Thompson and Fowler, 1986).
Figure 11. Tectonomagmatic position of volcanic rocks from the Chah Gonbad area plotted on: A) Ta/Yb versus Th/Yb diagram; B) Yb versus Th/Ta diagram (Pearce, 1983; Schandl and Gorton, 2002; Siddiqui et al., 2007); C) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1983; Siddiqui et al., 2007); D) Ta versus Th diagram (Schandl and Gorton, 2002); E) Zr versus Nb diagram (Thompson and Fowler, 1986).
شکل 12. جایگاه سنگهای منطقة چاهگنبد روی نمودارهای تکتونوماگمایی. A) نمودار Th/Yb در برابر La/Yb (Condie, 1998)؛ B) نمودار Nb در برابر Rb/Zr (Gorton and Schandl, 2000).
Figure 12. Tectonomagmatic position of rocks from the Chah Gonbad area plotted on: A) Th/Yb versus La/Yb diagram (Condie, 1998); B) Nb versus Rb/Zr diagram (Gorton and Schandl, 2000).
در نمودار نسبت La/Yb در برابر Nb/La، سنگهای منطقه در قلمرو گوشته سنگکرة جای میگیرند (شکل 13-A). جایگاه سنگهای منطقه روی نمودار نسبت Th/Zr در برابر Nb/Zr (شکل 13-B) نشان میدهد چهبسا هم سیالها و هم مذاب آزادشده از تختة فرورو بر گوشتة سنگکرهای زیرقارهای (SCLM) تأثیر داشتهاند. به سبب شباهتهای زمینشیمیایی، رفتار مواد پوستة زیرین از رفتار مؤلفههای فرورانشی را نمیتوان تفکیک کرد.
شکل 13. جایگاه سنگهای منطقة چاهگنبد روی: A) نمودار La/Yb در برابر Nb/La (Abdel-Rahman, 2002)؛ B) نمودار Th/Zr در برابر Nb/Zr (Kepezhinskas et al., 1997).
Figure 12. Tectonomagmatic position of rocks from the Chah Gonbad area plotted on: A) La/Yb versus Nb/La diagram (Abdel-Rahman, 2002); B) Th/Zr versus Nb/Zr diagram (Kepezhinskas et al., 1997).
با توجه به این که فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس در منطقه جوشخورده خاور ایران در کرتاسة بالایی- پالئوسن بسته شده است (Camp and Griffis, 1982)، انتظار میرود فرایندهای آتشفشانی ترشیری بلوک لوت بهویژه در نئوژن، در محیط برخوردی و یا پسابرخوردی رخ داده باشند. بررسی سنگهای آتشفشانی منطقة چاهگنبد (شمال سهچنگی) و مقایسة آن با سنگهای مناطق مجاور مانند جنوب عربآباد و جنوب دهته (هر دو در جنوب دیهوک) و باختر سهچنگی (که خلعتبری جعفری و همکاران (Kalatbari Jafari et al., 2019, 2020, 2021) به بررسی آنها پرداختهاند)، شباهت بسیاری به سنگهای ترشیری حوضة مدیترانه، خاور ترکیه، قفقاز و آذربایجان نشان دهند. در مناطق یادشده، ماگماتیسم کالکآلکالن، کالکآلکالن پتاسیم بالا و آلکالن در حوضههای پسابرخوردی رخ داده است (Dilek et al., 2010; Coban et al., 2012; Temizel et al., 2012; Aslan et al., 2013; Arslan et al., 2013).
ماگماتیسمِ میوسن در خاور پونتید در محدوده گوموشان[10] را به قطعهشدگی سنگکره در حوضه پسابرخورد قارهای دانستهاند (Temizel et al., 2012; Arslan et al., 2013; Aslan et al., 2013). رخداد ولکانیسم میوسن زیرین- میانی که در باختر آناتولی شامل گدازههای مافیک آلکالن و گدازههای کالکآلکالن پتاسیم بالاست را به محیط کششی پساکوهزایی و خاستگاه گوشتهای نسبت دادهاند (Coban et al., 2012). در منطقه سلندی در باختر پونتید، باختر آناتولی، در میان سنگهای آتشفشانی میوسن آغازی- میانی، واحدهای اسیدی گسترش بیشتری در مقایسه با سنگهای آتشفشانی مافیک و آلکالن دارند (Erosy et al., 2012). بهسوی میوسن بالایی از گسترش سنگهای اسیدی کم شده (مانند منطقة چاهگنبد در این پژوهش) و سنگهای حد واسط و بازیک پدیدار میشوند. این تغییرات، پیامد نازکشدگی سنگکره دانسته شده است. با توجه به شواهد زمینشیمیایی مربوط به خاستگاه گوشتهای سنگکرة و سرشت کالکآلکالن سنگهای نئوژن و مقایسة آنها با جنوبخاوری ترکیه، گمان میرود فرایندهای آتشفشانی نئوژن در منطقة چاهگنبد مانند منطقة عربآباد، در پی نازکشدن سنگکره روی داده است و این نتیجه با باور پانگ و همکاران (Pang et al., 2013) که فرورانش پوستة اقیانوسی را بهسوی باختر و به زیر بلوک لوت دانستهاند و ماگماتیسم خاور ایران را پیامد نازکشدگی سنگکرة ستبر، پس از برخورد دو بلوک قارهای یادشده میدانند، هماهنگی کامل دارد. با توجه به بازة زمانی بسیار میان بستهشدن نئوتتیس در کرتاسة بالایی و ولکانیسم مشابه با مناطق پسابرخوردی در نئوژن، شاید بتوان گفت لایهشدگی (نازکشدگی) سنگکرة زیرقارهای[11] عامل ژئودینامیکی مهمی در فرایندهای آتشفشانیِ بلوک لوت و مانند آن در منطقة چاه گنبد در شمالخاوری سهچنگی بوده است.
برداشت
سنگهای آتشفشانی منطقة چاهگنبد شامل سنگهای آندزیتی، آندزیت/بازالتی، داسیت، ریولیت، پرلیت و ایگنمبریت است. فراوانترین کانیهای سازندة این سنگها پلاژیوکلاز، پتاسیمفلدسپار، کوارتز، بیوتیت، هونبلند، پیروکسن و کانیهای کدر هستند و بافت رایج آنها پورفیریتیک با زمینة میکرولیتی و شیشهای است. بافتهای اسفرولیتی، پرلیتی و پوییکیلیتیک نیز رایج است. کنارههای آمفیبول و بیوتیت دچار کدرشدگی شده است. همچنین، کنارههای خلیجی در آلکالیفلدسپارها نیز دیده میشوند، که در پی بالاآمدن سریع ماگما و کاهش فشار حاکم بر ماگما و از دستدادن سریع مواد فرار پدید آمدهاند. تهیشدگی از Ti، Nb و Taدر سنگهای منطقه و همچنین، میزان HREE کم و LREE بالا در آنها نشانة رخداد ماگماتیسم در پهنة فرورانش است. افزونبر این، بی هنجاری منفی Nb در سنگهای منطقه که شاخص سنگهای قارهای است، نشاندهندة مشارکت پوستهای در فرایندهای ماگمایی است. بر پایة نمودارهای تکتونوماگمایی، سنگهای آتشفشانی منطقه به حاشیة قارهای فعال تعلق دارند. تهیشدگی از عنصرهای TNT (Ti، Nb، Ta) و Ba، غنیشدگی از Cs، Th، U و Rb گواه نقش پوستة قارهای در فرایندهای ماگمایی است. مقدار اندک Ni (ppm20>) و Co (ppm0/6- 24/8) و Mg# کمتر از 40 (12- 40) و مقدار 1Nb/Ta> (9/8- 23/5) نشان از نقش آشکار پوسته در پیدایش یا فرگشت ماگمای مادر این سنگها دارد. بر پایة جایگاه زمینشناسی و شواهد سنگشناسی و زمینشیمیایی میتوان گفت سنگهای آتشفشانی منطقة چاهگنبد در یک پهنة پسابرخوردی و در پی نازکشدگی سنگکرة قارهای در بلوک لوت و در یک کمان حاشیة قارهای نابالغ پدید آمدهاند. به احتمال بسیار سنگهای بازی/ حد واسط پالئوژن از یک خاستگاه گوشتهای متحولشده از سیالات رهاشده و مواد مذاب حاصل از تختة فروروندة اقیانوسی و سنگهای اسیدی نئوژن از ذوببخشی پوستة قارهای تحتتأثیر افزایش حرارت ناشی از سنگکرة قارهای زیرین پدید آمدهاند.
[1] Fractional Crystallization
[2] Assimilation
[3] delamination
[4] opacitized
[5] Exothermic oxidation reactions
[6] Oceanic Arc
[7] Sub continental lithspheric mantle
[8] Subduction and Collision
[9] Remote from Subduction
[10] Gumushan
[11] Sub continental lithospheric delamination
)