پترولوژی و ژئوشیمی سنگ‌های آتشفشانى جنوب تبریز (آتشفشان سهند)

پیرمحمدی علیشاه, فرهاد; عامری, علی; جهانگیری, احمد; مجتهدی, منصور; کسکین, محمت

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,686
تعداد مقالات	13,785
تعداد مشاهده مقاله	32,322,906
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,777,817

پترولوژی و ژئوشیمی سنگ‌های آتشفشانى جنوب تبریز (آتشفشان سهند)

پترولوژی

مقاله 3، دوره 3، شماره 9، خرداد 1391، صفحه 37-56 اصل مقاله (1.64 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

فرهاد پیرمحمدی علیشاه^* ¹؛ علی عامری²؛ احمد جهانگیری²؛ منصور مجتهدی¹؛ محمت کسکین³

¹گروه زمین‌شناسی، دانشگاه آزاد اسلامی واحد شبستر، شبستر، ایران

²گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

³گروه زمین‌شناسی، دانشگاه استانبول، استانبول، ترکیه

چکیده

منطقه مورد مطالعه در جنوب تبریز و شرق دریاچه ارومیه واقع است. این منطقه در بر گیرنده توالى سنگ‌های آتشفشانى ریولیت تا داسیت مربوط به فعالیت‌هاى آتشفشانى میوسن میانى و فوقانى و سنگ‌های رسوبى تخریبى الیگومیوسن و پلیوسن و همچنین رسوبات اپى‌کلاستیک پلیوسن زیرین است. سنگ‌های آتشفشانى موجود در منطقه به‌صورت زنجیره گنبدى‌شکل بوده و استقرار آن‌ها داراى نظم خاصى است، به‌طوری‌که گنبدهاى میانى ریولیت و ریوداسیت و گنبدهاى حواشى داسیت و تراکیت است. کانی‌های اصلی این سنگ‌ها شامل پلاژیوکلاز، هورنبلند و کوارتز هستند که در یک خمیره ریزبلور و شیشه‌ای قرار دارند. بافت غالب این سنگ‌ها پورفیریتیک است. بافت‌های غربالی و دگرسانی انتخابی در پلاژیوکلازها، وجود بیوتیت و هورنبلندهای با حواشی سوخته به همراه سایر بافت‌های غیرتعادلی از ویژگی‌های بارز این سنگ‌هاست. بالا بودن نسبت‌های LILE/HFSE و LREE/HREE در نمونه‌ها و شباهت ترکیب شیمیایی آن‌ها با گدازه‌هایی که در مناطق شاخص فرورانش تشکیل می‌شوند، احتمال شکل‌گیری سنگ‌های منطقه را در یک محیط فرورانش تقویت می‌کند. همچنین مقایسه الگوهای عناصر ناسازگار و سازگار کمیاب سنگ‌های ریولیتی و داسیتی مورد بررسی با انواع موجود در محیط‌های زمین‌ساختی مشخص، بیانگر بیش‌ترین تطابق آن‌ها با کمان‌های آتشفشانی، به‌ویژه محیط‌های پس از برخوردی است.

کلیدواژه‌ها

داسیت؛ ریولیت؛ ژئوشیمی؛ آتشفشان سهند؛ تبریز

اصل مقاله

مقدمه

اغلب نواحی ایران در زمان سنوزوئیک، میزبان فعالیت آتشفشانی شدیدی بوده که نتیجه تأثیر ماگمازایی تصادم حاشیه قاره‌ای است (Allen et al., 2004). در پهنه ایران مرکزی این فعالیت به‌صورت رشته کوه‌هایی از آذربایجان تا بزمان و تفتان در بلوچستان ادامه دارد و به نام کمربند ماگمایی ارومیه- دختر مشهور است.

بخشی از این سنگ‌ها به‌صورت گنبدهای آتشفشانی و انواع دیگر سنگ‌های آتشفشانی در محدوده شرق دریاچه ارومیه و جنوب تبریز در استان آذربایجان شرقی برونزد دارد. بر اساس مطالعات انجام شده بر روی سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری سهند و با توجه به نتایج داده‌های ژئوکرونولوژی و روابط چینه‌شناسی (معین‌وزیری و امین‌سبحانی، 1356 و غیوری و معین‌وزیری، 1381)، مراکز آتشفشانی سهند از میوسن فوقانی تا اواخر پلیستوسن به‌طور متناوب فعالیت ‌نموده‌اند. مواد پیروکلاستیک سهند از ماسه‌های آتشفشانی، رس‌های پامیس‌دار، پامیس، کنگلومرا با قطعات سنگ‌های آتشفشانی سخت‌نشده، لاپیلی‌های هسته‌دار، آگلومرا، ایگنیمبریت و لاهار تشکیل شده‌اند که اجزای آن‌ها را مواد عارضه‌ای، هم‌زاد و جوان تشکیل می‌دهند. وسعت رسوبات پیروکلاستیک در منطقه به‌حدی است که روابط بین توده‌های مختلف را مبهم ساخته‌اند (پیرمحمدی، 1390).

زمین‌شناسی

منطقه مورد مطالعه در شمال‌غرب ایران، 60 کیلومتری شرق دریاچه ارومیه و 40 کیلومتری جنوب‌شرقی شهر تبریز، در محدوده بین طول‌های جغرافیایی َ30 ْ46 و َ40 ْ46 شرقی و عرض‌های جغرافیایی َ30 ْ37 و َ40 ْ37 شمالی قرار دارد. آتشفشان سهند از آتشفشان‌های جوان در قسمت شمالی کمربند ماگمایی ارومیه- دختر است که از اواخر میوسن تا پلیستوسن به‌صورت متناوب دارای فعالیت‌های انفجاری و خروج گدازه بوده است (پیرمحمدی، 1390) (شکل 1). گدازه‌های آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی حدواسط تا اسیدی در این منطقه گسترش وسیعی دارند. کامل‌ترین توالی در ارتباط با فعالیت آتشفشانی از زمان میوسن میانی تا پلیوسن و کواترنر در منطقه مشاهده می‌شود (غیوری و معین‌وزیری، 1381). در مراحل اولیه فعالیت آتشفشانی در سهند، گدازه‌های حدواسط با ترکیبات مختلف فوران کرده است. در انتهای میوسن، انتشار وسیع پامیس و خاکستر آتشفشانی و در جدیدترین فعالیت آتشفشانی در پلیوسن و کواترنری، بعد از مراحل آرامش و خاموشی گدازه‌های اسیدی مانند داسیت و ریوداسیت فوران کرده‌اند که هم‌سن با سایر گنبدهای نیمه‌آتشفشانی در منطقه آذربایجان بوده و مربوط به مرحله آخر فعالیت آتشفشانی هستند (پیرمحمدی، 1390).

شکل 1- تقسیمات زمین‌شناسی ایران، با اصلاحاتی بر روی نقشه تهیه شده توسط Stocklin (1971) و نبوی (1355) (آقانباتی، 1385)

شکل‌های گنبدی در منطقه سهند به دو صورت گنبدهای آتشفشانی منفرد و بزرگ و توده‌های گنبدی‌شکل با اندازه‌های کوچک‌تر و متعدد دیده می‌شوند. گنبدهای آتشفشانی موجود در این منطقه، همگی واحدهای رسوبی سازند سرخ بالایی به سن میوسن را قطع کرده و سبب خردشدگی و شیب‌دار شدن سنگ‌های مجاور شده‌اند. همه این مجموعه آتشفشانی توسط رسوبات جوانتر آبرفتی و اپی‌کلاستیک با سن پلیوسن پوشیده شده‌اند. آرایش و جایگیری خطی گنبدهای آتشفشانی سهند و ارتباط آن‌ها با سایر مجموعه‌های آتشفشانی در آذربایجان، همچنین جایگیری گنبدهای نیمه‌آتشفشانی در هسته تاقدیس‌های موجود در سازند سرخ بالایی در نقشه‌های بزرگ مقیاس که توسط بهروزی و همکاران (1374) تهیه شده است، نشان می‌دهد که فوران‌های آتشفشانی شکافی بوده و در اثر حرکات گسل‌های امتدادلغز و عمدتاً از محل برخورد گسل‌های متقاطع با روندهای NE-SW و NW-SE صورت گرفته و پیروی فعالیت‌های آتشفشانی از ساختارهای زمین‌ساختی منطقه را نشان می‌دهد (پیرمحمدی، 1390). نقشه زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه در شکل 2 آمده است.

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی ساده‌شده منطقه مورد بررسی، اقتباس از بهروزی و همکاران (1374)

روش انجام پژوهش

برای مطالعه سنگ‌های آتشفشانی منطقه، پس از مشخص شدن پراکندگی و روابط صحرایی موجود، نمونه‌برداری‌های متعدد انجام شد. با مطالعات دقیق صحرایی، نمونه‌های متفاوت جهت تهیه مقاطع میکروسکوپی انتخاب و پس از مطالعات میکروسکوپی، تعداد 30 نمونه از سالم‌ترین نمونه‌های منطقه انتخاب و برای آنالیز شیمیایی به روش ICP-MS به آزمایشگاه ALS-Chemex کانادا ارسال شد. در این نمونه‌ها، مقادیر 54 عنصر اصلی و کمیاب برای ارزیابی ویژگی‌های ژئوشیمیایی گدازه‌های منطقه اندازه‌گیری شد (جدول 1).

جدول 1- ترکیب شیمیایی عناصر اصلی(wt%) و فرعی (ppm) گدازه‌های منطقه سهند که به روش ICP-MS تجزیه شده است.

sample	1A₇	2B₈	3B₉	4C₁₁	5C₁₆	6C₁₈	7D₂₁	8E₂₂	9F₂₇	10F₂₈	11G₁	12G₁₀	13G₁₁	14_H1
wt%
SiO₂	69	69.4	67.9	66.2	58.2	67.6	67.2	68.2	67.1	67.1	67.6	67	65.8	67.4
Al₂O₃	15.65	15.9	15.75	16.25	17.5	16.25	16.25	16.05	16	15.1	15.65	16.65	15.8	15.95
Fe₂O₃	1.07	0.89	1.04	1.5	2.54	1.5	1.53	0.96	1.46	0.9	0.96	1.53	1.42	1.48
FeO	0.99	0.88	0.99	1.55	3.39	1.5	1.47	0.99	1.46	0.92	1	1.56	1.46	1.48
CaO	2.76	3.09	2.79	3.68	6.17	3.66	3.57	3.27	3.59	4.49	3.38	3.75	4.28	3.81
MgO	0.7	0.69	0.75	1.12	2.63	0.78	1.08	0.81	1.15	0.75	1.06	0.94	1.25	1.46
Na₂O	4.83	4.5	4.78	4.43	3.68	4.56	4.7	4.6	4.25	4.37	4.2	4.62	4.42	4.45
K₂O	2.27	2.16	2.3	2.06	1.96	2.15	2.34	1.78	2.52	2.32	2.35	2.32	2.26	2.22
Cr₂O₃	0.01	0.01	0.02	0.03	0.01	0.02	0.02	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.02	0.02
TiO₂	0.31	0.25	0.32	0.41	0.66	0.4	0.38	0.27	0.38	0.27	0.37	0.45	0.38	0.38
MnO	0.03	0.03	0.03	0.05	0.13	0.04	0.05	0.03	0.06	0.03	0.05	0.05	0.05	0.06
P₂O₅	0.13	0.09	0.13	0.18	0.23	0.19	0.19	0.1	0.18	0.1	0.14	0.22	0.18	0.13
SrO	0.06	0.06	0.06	0.06	0.05	0.07	0.08	0.06	0.06	0.06	0.05	0.07	0.07	0.07
BaO	0.07	0.08	0.07	0.08	0.06	0.08	0.09	0.06	0.07	0.08	0.07	0.1	0.09	0.08
LOI	1.7	2.09	2.7	1.89	1.89	0.5	0.8	2.3	1.8	3.3	2.17	0.79	2.5	1.09
Total	99.5	100	99.7	99.6	99.5	99.4	99.9	99.5	100	99.8	100	100	100	100
ppm
Ba	607	672	622	619	530	689	762	538	617	654	608	839	713	704
Ce	54.7	38.6	54.4	52.2	50.1	52.3	52.1	32.7	47.7	40.9	45.2	53.3	50.4	47.3
Co	4.1	3.9	4.8	7.5	16.7	6.2	7.8	4.5	6.9	4.1	6.4	6.8	6.9	8.3
Cr	70	90	130	200	90	150	100	90	90	60	90	130	110	110
Cs	1.15	1.64	1.13	1.34	2.42	1.67	1.67	1.28	2.18	1.87	2.41	1.2	2.45	2.81
Cu	11	39	11	20	45	25	22	11	12	17	19	32	29	25
Dy	1.08	0.9	1.04	1.79	3.84	1.57	1.54	0.9	1.55	0.95	1.6	1.59	1.39	1.52
Er	0.5	0.43	0.48	0.92	2.39	0.81	0.85	0.45	0.83	0.48	0.81	0.78	0.7	0.75
Eu	0.67	0.61	0.66	0.93	1.13	0.84	0.88	0.56	0.8	0.65	0.76	0.89	0.8	0.77
Ga	18.4	17.5	18.7	19.1	18.3	19	18.9	17.2	18.4	17.6	18	19.5	18.1	18.9
Gd	2.38	1.93	2.35	3.05	4.53	2.85	2.71	1.63	2.6	1.96	2.54	2.76	2.6	2.89
Hf	4	3.2	4	4.2	4.2	3.6	3.4	3	3.5	3.2	3.5	4	3.5	3.3
Ho	0.18	0.16	0.18	0.32	0.79	0.29	0.29	0.16	0.28	0.17	0.29	0.29	0.24	0.27
La	36	25.4	35.6	30	26.5	31.7	29.7	21.3	27.5	25.3	27.1	31.7	29.2	27.3
Lu	0.05	0.05	0.05	0.12	0.36	0.09	0.11	0.05	0.11	0.06	0.1	0.1	0.08	0.08
Mo	4	4	4	4	5	3	3	2	3	3	3	5	5	3
Nb	12.5	8.1	12.6	10.6	10.4	10.4	12.8	7.5	11.2	9	10	12.7	9.9	10.7
Nd	17	13.2	16.6	20	22.4	19.6	19.2	10.7	17.6	13.3	16.6	19.5	18.2	17.8
Ni	8	17	14	15	9	13	8	11	9	6	7	12	11	20
Pb	14	16	15	14	12	15	17	13	16	15	16	17	15	19
Pr	5.36	3.92	5.23	5.64	5.93	5.74	5.62	3.2	5.09	4.13	4.88	5.6	5.29	5.04
Rb	47.7	51.3	45.9	42.9	83.1	46.9	52.7	43.6	52	54.1	55.2	48	48	54.9
Sm	2.39	2	2.37	3.28	4.23	3.13	3.25	1.67	2.78	2.2	2.77	2.96	2.81	2.85
Sr	444	513	438	433	391	533	652	476	508	463	424	580	561	550
Ta	0.9	0.6	0.9	0.7	0.7	0.7	0.8	0.5	0.7	0.7	0.7	0.8	0.7	0.8
Tb	0.25	0.21	0.25	0.38	0.68	0.33	0.33	0.2	0.31	0.23	0.32	0.34	0.3	0.31
Th	13.5	9.26	13.4	8.35	11.3	7.75	8.2	8.3	7.85	9.16	8.44	8.61	7.22	7.56
Ti	1858	1499	1918	2458	3956	2398	2278	1618	2278	1618	2218	2697	2278	2278
Tm	0.07	0.07	0.08	0.12	0.34	0.1	0.1	0.06	0.12	0.06	0.1	0.11	0.09	0.11
U	3.11	2.51	3.17	2.07	3.32	2.52	2.98	2.31	2.84	3.41	2.93	2.6	2.54	3
V	28	23	27	48	133	51	36	27	52	26	50	61	53	57
W	3	4	10	13	5	14	3	6	7	3	7	5	4	8
Y	4.7	4.2	4.7	8.2	20.8	7.7	7.8	4.5	8	4.5	7.8	7.4	6.3	7.3
Yb	0.39	0.34	0.4	0.74	2.27	0.65	0.72	0.39	0.71	0.43	0.67	0.71	0.61	0.71
Zn	48	38	48	56	75	58	54	41	58	41	51	60	54	53
Zr	161	121	158	160	147	139	137	112	132	121	134	154	127	119

جدول 1- ادامه

sample	15H₃	16I₄	17I₅	18J₁	19k₂	20L₃	21L₆	22M₁	23M₃	24N₁	25N₂	26N₃	27N₄	28N₆	29N_o	30S₁
wt%	69.7	69.4	66.1	67.8	65.2	65.5	66.6	62.3	65.4	67.4	67.5	67.7	69.7	69.4	69.3	65.7
SiO₂	15.35	15.8	16.15	15.4	16.6	16.75	16.45	18.2	15.8	16.2	15.9	15.85	15.05	15.45	15.7	15.8
Al₂O₃	1.64	0.92	1.5	0.98	1.71	1.88	1.81	1.12	1.58	1.48	1.47	1.38	0.91	1.68	1.7	1.41
Fe₂O₃	0	0.87	1.57	1	1.83	2.03	1.75	1.37	1.62	1.48	1.5	1.43	0.88	0	0	1.51
FeO	3.02	3.04	3.75	3.15	4.26	4.05	3.49	1.76	3.7	3.64	3.63	3.58	2.97	2.99	3.43	3.81
CaO	0.79	0.74	1.34	0.81	0.88	0.76	0.52	0.16	1.28	0.84	1.18	1.17	0.73	0.72	0.71	1.39
MgO	4.29	4.8	4.11	4.63	4.28	4.23	4.66	3.11	4.44	4.58	4.4	4.47	4.62	4.76	4.88	4.33
Na₂O	2.14	2.06	2.4	1.78	1.99	2.01	2.6	2.49	2.51	2.27	2.25	2.16	1.91	1.88	1.87	2.24
K₂O	0.01	0.02	0.01	0.02	0.01	0.01	0.02	0.01	0.02	0.01	0.02	0.02	0.02	0.01	0.01	0.02
Cr₂O₃	0.21	0.23	0.42	0.26	0.45	0.46	0.42	0.45	0.39	0.4	0.37	0.37	0.22	0.22	0.22	0.37
TiO₂	0.03	0.03	0.05	0.03	0.04	0.03	0.03	0.02	0.06	0.05	0.05	0.05	0.03	0.03	0.03	0.05
MnO	0.04	0.07	0.18	0.08	0.23	0.23	0.24	0.27	0.27	0.16	0.15	0.16	0.09	0.08	0.07	0.19
P₂O₅	0.05	0.06	0.07	0.06	0.07	0.07	0.09	0.1	0.09	0.07	0.07	0.07	0.05	0.06	0.06	0.07
SrO	0.06	0.06	0.08	0.06	0.09	0.1	0.12	0.11	0.11	0.08	0.08	0.08	0.07	0.07	0.07	0.08
BaO	2.78	1.38	2.28	2.3	1.39	1.69	1	8.35	2.18	0.5	1.5	1.6	2.49	2	0.99	1.9
LOI	100	99.5	100	98.4	99.2	100	100	99.9	99.6	99.3	100	100	99.8	99.4	99	99
Total	523	521	699	509	776	856	1025	942	890	709	672	673	567	567	568	701
ppm	30.6	31.4	51.7	33.6	54.7	56.3	76.3	67.4	68.9	50.2	49.1	48.9	27.7	28.2	28.5	46.7
Ba	3.8	4.1	7.8	4.8	7.3	6.4	6.1	3.6	7	7.1	7.1	6.9	3.8	3.7	3.7	7.9
Ce	70	110	100	130	100	70	110	70	120	70	140	100	110	80	90	120
Co	2.93	2.1	2.85	1.32	4.17	21.2	3.11	13.55	9.95	1.17	2.35	2.3	1.81	1.75	1.93	2.72
Cr	10	10	20	21	41	43	32	22	29	44	24	25	15	27	15	31
Cs	1	0.97	1.62	0.95	1.91	1.92	2.19	0.86	1.74	1.44	1.53	1.47	0.86	0.94	0.9	1.48
Cu	0.59	0.54	0.82	0.45	0.96	0.97	1.08	0.44	0.88	0.76	0.75	0.74	0.44	0.44	0.44	0.73
Dy	0.52	0.53	0.83	0.55	1.05	1.02	1.16	0.61	1	0.75	0.76	0.75	0.45	0.47	0.48	0.77
Er	15.8	17.3	19.1	17.1	19.4	19	20	26.4	19.5	19	18.6	18.6	16.2	16.6	17	18.3
Eu	1.74	1.74	2.83	1.72	3.58	3.42	3.97	2.18	3.4	2.64	2.51	2.49	1.49	1.55	1.48	2.62
Ga	2.8	2.9	3.7	2.9	3.4	3.4	3.9	3.3	3.6	3.5	3.5	3.4	2.6	2.7	2.7	3.3
Gd	0.19	0.19	0.28	0.17	0.35	0.33	0.37	0.13	0.3	0.25	0.27	0.26	0.14	0.16	0.16	0.26
Hf	19.2	20.3	29.7	21.3	35.6	33.1	47	37.8	38.5	29.1	28.7	28.5	17.4	17.9	18.2	26.4
Ho	0.08	0.07	0.11	0.05	0.1	0.1	0.13	0.04	0.11	0.09	0.1	0.1	0.05	0.05	0.05	0.09
La	3	3	3	5	2	2	2	2	5	2	6	3	4	2	2	5
Lu	8.1	8.7	11.9	7.5	12.5	12	15.5	11.7	16.1	10.8	10.3	10.2	7.3	7.2	7.5	10.7
Mo	10	10.2	18.7	11.3	23.6	22	29.3	21.2	25.6	18	17.2	17.2	9.1	9.2	9.5	17.3
Nb	8	8	13	12	13	11	16	7	12	12	10	9	8	9	8	16
Nd	13	15	16	13	16	16	24	10	19	20	17	16	14	14	13	17
Ni	3.03	3.12	5.44	3.4	6.66	6.23	8.67	7.2	7.5	5.37	5.19	5.16	2.76	2.77	2.79	4.99
Pb	54	55.7	53.9	45.1	49.9	49.4	54.1	50.6	58.7	51.8	54.1	53.1	49.1	48.8	48.5	55.6
Pr	1.65	1.67	2.93	1.77	3.82	3.57	4.34	2.26	3.72	2.79	2.63	2.67	1.46	1.44	1.48	2.83
Rb	429	436	522	454	614	570	768	804	751	569	545	542	435	454	472	554
Sm	0.6	0.7	0.8	0.5	0.8	0.8	1	0.8	0.1	0.7	0.7	0.7	0.6	0.6	0.6	0.8
Sr	0.21	0.2	0.34	0.2	0.41	0.4	0.47	0.18	0.39	0.31	0.3	0.31	0.18	0.18	0.17	0.3
Ta	8.92	8.25	7.93	8.24	7.86	4.64	8.72	8.48	8.83	8.45	8.29	8.25	7.12	7.15	7.1	7.46
Tb	1259	1379	2518	1558	2697	2757	2418	2697	2338	2398	2218	2218	1319	1319	1319	2218
Th	0.08	0.06	0.1	0.06	0.12	0.12	0.14	0.02	0.11	0.09	0.1	0.1	0.05	0.06	0.06	0.09
Ti	2.82	3.5	2.82	2.48	2.79	2.69	3.53	2.63	4.1	2.85	2.85	2.81	2.64	2.63	2.59	3.16
Tm	24	22	57	29	73	71	50	59	52	53	57	54	24	22	21	54
U	5	8	7	6	7	3	9	4	6	3	6	14	4	6	7	6
V	5.2	5.1	7.6	4.4	9.4	8.5	10.4	3.6	8.3	6.8	7.2	6.7	4.3	4.2	4.4	7
W	0.53	0.49	0.71	0.38	0.73	0.78	0.88	0.32	0.74	0.67	0.62	0.64	0.37	0.39	0.37	0.66
Y	36	36	54	39	65	68	65	23	62	52	57	55	36	34	33	51
Yb	100	110	143	110	129	125	154	119	134	130	129	127	98	102	100	124
Zn	15H3	16I4	17I5	18J1	19k2	20L3	21L6	22M1	23M3	24N1	25N2	26N3	27N4	28N6	29No	30S1
Zr	69.7	69.4	66.1	67.8	65.2	65.5	66.6	62.3	65.4	67.4	67.5	67.7	69.7	69.4	69.3	65.7

پتروگرافی

با توجه به مطالعات پتروگرافی، سنگ‌های آتشفشانی منطقه مورد مطالعه را می‌توان به انواع آندزیت، تراکی‌‌آندزیت، داسیت، ریوداسیت و ریولیت تقسیم‌بندی کرد. سنگ‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیتی در نمونه دستی، طیف متنوعی از رنگ‌های خاکستری روشن، قهوه‌ای، سرخ و سبز تیره دارند. در برخی از نمونه‌ها، بافت فانریتیک و پورفیریتیک دیده می‌شود و در برخی دیگر، بافت ریزبلور و آفانتیک وجود دارد. داسیت‌ها، ریوداسیت‌ها و ریولیت‌ها گسترش بیشتری در منطقه سهند داشته و به‌طور عمده به‌صورت گنبدهای منفرد آتشفشانی و یا به‌صورت آگلومرا و برش‌های آتشفشانی مشاهده می‌شوند که در نمونه دستی، اغلب به رنگ قهوه‌ای روشن تا خاکستری و خاکستری روشن هستند.

آندزیت‌ها

کانی‌های اصلی شامل پلاژیوکلاز و هورنبلند است که به‌صورت شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار، هم به‌صورت درشت‌بلور و هم کانی‌های ریزتر در متن قرار دارند. بافت سنگ‌ها پورفیریتیک با خمیره ریزبلور و گلومروپورفیریتیک است (شکل 3- a). اغلب درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز دارای ساختار منطقه‌بندی نوسانی (شکل 3- b) و بافت غربالی (شکل 3- c) هستند. قطرک‌های شیشه‌ای در درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز دیده می‌شود. در برخی از نمونه‌ها، هورنبلندها دارای حاشیه سوخته و در برخی دیگر دارای حواشی تحلیل‌رفته هستند (شکل 3- d).

شکل 3- تصاویر میکروسکوپی از (a بافت پورفیریتیک با آمفیبول‌های شکل‌دار (XPL)، (b درشت‌بلور پلاژیوکلاز با منطقه‌بندی هم‌مرکز (PPL)، (c درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با بافت غربالی و آمفیبول‌های شکل‌دار(XPL) و (d بیوتیت و آمفیبول‌های شکل‌دار با حاشیه سوخته (XPL) (Amph= آمفیبول، Bio= بیوتیت، Plag= پلاژیوکلاز و Px= پیروکسن)

همچنین برخی از هورنبلندها دارای بافت پویی‌کلیتیک هستند و در آن‌ها میان‌بارهایی از آپاتیت، اسفن و شیشه دیده می‌شود. بیوتیت و کلینوپیروکسن‌های اوژیت به مقدار کمتر در متن و گاه به‌صورت درشت‌بلور دیده می‌شوند. برخی از آمفیبول‌ها و بیوتیت‌ها دارای حاشیه سوخته هستند و در اثر اکسایش شدید، آمفیبول‌ها از حاشیه به مجموعه‌ای از کانی‌های تیره تبدیل شده‌اند. اگر سرعت صعود ماگما زیاد باشد، تجزیه و تحلیل‌رفتگی حاشیه بلورها متوقف شده و بلورهایی با حواشی نامنظم و خلیجی‌شکل به‌وجود می‌آیند. در اعماق کمتر و نزدیک به سطح، فرآیند اکسیداسیون نیز اتفاق می‌افتد و سبب تشکیل دانه‌های ریز اکسید آهن مانند مگنتیت و یا هماتیت در اطراف بلورها می‌شود (Blatt and Tracy, 1995) (شکل 4- a).

کانی‌های فرعی و عارضه‌ای شامل ریزبلورهایی از اوژیت، اسفن، آپاتیت، آلکالی‌فلدسپار بیشتر از نوع ارتوکلاز و کانی‌های آهن و منیزیم‌دار هستند و به‌طور عمده در متن و یا به‌صورت میان‌بار در کانی‌های دیگر قرار دارند. کانی‌های تجزیه‌ای شامل سریسیت، کلریت، کلسیت، اپیدوت، زئولیت و پرهنیت است. کانی‌های آهن و منیزیم‌دار به کلسیت، اپیدوت، زئولیت و فلدسپارها به سریسیت، کوارتز و پرهنیت تجزیه شده‌اند. بافت غالب نمونه‌های مطالعه‌شده، پورفیریتیک، میکرولیتیک پورفیریتیک و هیالومیکرولیتیک پورفیریتیک است. در برخی از نمونه‌ها بافت تراکیتی نیز دیده می‌شود (شکل 4- b). وجود ساختار منطقه‌ای، بافت غربالی، حواشی سوخته و کدر و حواشی تحلیل‌رفته بلورها نشان‌دهنده شرایط ناپایدار در محیط تبلور بوده و احتمالاً در اثر صعود سریع ماگما (Blatt and Tracy, 1995) و یا فرآیندهای آلایش و هضم ایجاد شده است (McBirney, 2007). پژوهشگران مختلف، تشکیل بافت غربالی در پلاژیوکلازها را به افت سریع فشار (Nelson and Montana, 1992)، آمیختگی ماگمایی و تغذیه مخزن ماگمایی (Tsuchiyama, 1985) ارتباط داده‌اند.

تراکی‌آندزیت‌ها

در تراکی‌آندزیت‌ها عمده کانی تشکیل‌دهنده سنگ‌، پلاژیوکلاز است که به دو صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار همراه با منطقه‌بندی و نیز بی‌شکل با حاشیه تحلیل‌رفته و دگرسان‌شده به کانی‌های رسی، کلسیت، سریسیت و کوارتزهای دانه‌ریز دیده می‌شود.

برخی از پلاژیوکلازها دارای حاشیه واکنشی با مذاب بوده، بافت غربالی را در امتداد حاشیه نشان می‌دهند. بیوتیت به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل دیده می‌شود. فنوکریست‌های آمفیبول با چندرنگی شدید به‌صورت شکل‌دار همراه با کلینوپیروکسن به‌صورت دانه‌ریز تا دانه‌درشت حضور دارند. میکرولیت‌های پلاژیوکلاز به همراه کلسیت، کانی‌های آهن و منیزیم‌دار، کوارتزهای دانه‌ریز و کانی‌های رسی تشکیل‌دهنده خمیره این سنگ‌ها هستند. بافت غالب این سنگ‌ها، پورفیریتیک با خمیره میکرولیتی تا هیالوپورفیریتیک است (شکل 4- c و 4- d). با توجه به کانی‌شناسی سنگ‌ها، این نمونه‌ها بیشتر از نوع هورنبلند آندزیت هستند.

داسیت‌ها

کانی‌های اصلی شامل پلاژیوکلازهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و با منطقه‌بندی و بافت غربالی به‌صورت درشت‌بلور در اندازه‌های 1 تا 5 میلی‌متر در متنی دانه‌ریز یا شیشه‌ای قرار دارند. در برخی از نمونه‌ها درشت‌بلورهایی از پلاژیوکلاز با میان‌بارهای شیشه دیده می‌شود (شکل 5- a). پلاژیوکلازهایی که سالم بوده و فاقد منطقه‌بندی هستند با استفاده از روش میشل لوی در حد اولیگوکلاز تعیین شده است (شکل 5- b). هورنبلند و بیوتیت نیز به‌صورت درشت‌بلور مشاهده می‌شوند و مانند آندزیت‌ها دارای حاشیه سوخته‌اند.

پیروکسن، اسفن، آپاتیت، فلدسپار سدیم و کانی‌های کدر از کانی‌های فرعی محسوب می‌شوند. کانی‌های آهن و منیزیم‌دار آبدار، شامل بیوتیت و آمفیبول به‌شدت دگرسان‌شده و به مجموعه‌ای از کانی‌های ثانویه مانند کلسیت، کلریت، اپیدوت و کانی‌های تیره تبدیل شده‌اند (شکل 5- c و d). خمیره متشکل از ریزبلورهای آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، سانیدین و بلورهای ریز کوارتز است.

بافت اغلب سنگ‌ها پورفیریتیک و گلومروپورفیریتیک است. وجود فلدسپارهای سدیم‌دار فراوان و کم ‌شدن از تعداد کانی‌های مافیک، در داسیت‌ها مشاهده می‌شود. در تعدادی از نمونه‌ها بیگانه‌سنگ هم‌زاد مشاهده می‌شود که احتمالاً منشأ آن‌ها از حاشیه انجماد سریع گنبدها است (شکل 6- a و b) (Halsor, 1981). در نمونه‌هایی که ارتوکلاز و پلاژیوکلازها بافت غربالی دارند، احتمالاَ در اثر انحلال و واکنش ایجاد شده‌اند که خوردگی‌های حواشی این کانی‌ها موضوع را تأیید می‌کند (Halsor, 1981).



شکل 4- تصاویر میکروسکوپی از (a درشت‌بلور شکل‌دار هورنبلند اپاسیتی شده (PPL)، (b بافت هیالوپورفیریک، پلاژیوکلاز و آمفیبول‌های شکل‌دار سالم با بافت تراکیتی (XPL) و c و d) پلاژیوکلاز با بافت غربالی و ساختمان منطقه‌بندی به‌ همراه آمفیبول‌های شکل‌دار XPL) و (PPL؛ اختصار کانی‌ها مانند شکل 3


شکل 5- (a درشت‌بلورهایی از پلاژیوکلاز با میان‌بارهای شیشه در داسیت‌ها (XPL)، (b پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سنتتیک در یک خمیره تمام‌بلورین از آلکالی‌فلدسپار، بیوتیت و کوارتز (XPL) و c و (d درشت بلور آمفیبول که به کانی‌های تیره تجزیه شده و در خمیره میکرولیتی شامل بلورهای کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت قرار دارند XPL) و (PPL؛ اختصار کانی‌ها مانند شکل 3

شکل 6- (a قرار گرفتن یک قطعه بیگانه سنگ اسیدی در مذاب داسیتی که احتمالاً منشأ آن از حاشیه انجماد سریع است و (b قرار گرفتن یک قطعه بیگانه سنگ در یک مذاب داسیتی (XPL)

ریولیت‌ها و ریوداسیت‌ها

کانی‌شناسی این سنگ‌ها شامل درشت‌بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت است. بلورهای کوارتز، شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار بوده و بیش‌ترین مقدار کانی‌های تشکیل‌دهنده سنگ را تشکیل می‌دهد.

پلاژیوکلاز بعد از کوارتز فراوان‌ترین کانی در مقاطع است. پلاژیوکلازهای موجود در این سنگ‌ها شکل‌دار بوده، دارای ترکیب سدیک (آلبیت تا الیگوکلاز) با ماکل پلی‌سنتتیک هستند. در برخی از پلاژیوکلازها منطقه‌بندی و در برخی دیگر حاشیه واکنشی و گردشده مشاهده می‌شود که این نکته می‌تواند نشانه عدم تعادل میان بلورها با ماگمای در برگیرنده آن‌ها باشد (Shelley, 1991; Singer et al., 1993).

آلکالی‌فلدسپارها بیشتر از نوع ارتوکلاز بوده، به‌صورت ریزبلور و میکرولیت در زمینه سنگ حضور دارند. البته، برخی نیز به‌صورت فنوکریست هستند و اغلب کائولینیتی شده‌اند. از مهم‌ترین کانی‌های فرعی در مقاطع به آپاتیت، اسفن و کانی‌های کدر (احتمالاً مگنتیت) می توان اشاره کرد. بافت غالب، پورفیریتیک، به ویژه بافت فلستیک پورفیریتیک است.

ژئوشیمی

سنگ‌های آتشفشانی مورد مطالعه در رده‌بندی ژئوشیمیایی در نمودار SiO₂ - (Na₂O + K₂O) (Le Bas et al., 1986) در محدوده‌های آندزیت، داسیت و ریولیت قرار می‌گیرند (شکل 7). همچنین از نظر مقدار آلومین (Maniar and Piccolli, 1989) (شکل 8)، بیشتر نمونه‌ها در محدوده متاآلومینوس و تعدادی در محدوده پرآلومینوس قرار می‌گیرند که این امر می‌تواند نشانگر آلایش با مواد پوسته‌ای باشد.

سنگ‌های منطقه در نمودارهای شکل‌های 9 و 10 نسبت به گوشته اولیه و کندریت (Sun and McDonough, 1989) به‌هنجارسازی شده‌اند. در شکل 9 بی‌هنجاری‌ منفی Nb، P و Ti همراه با بی‌هنجاری مثبت K، Rb، Th و U دیده می‌شود. غنی‌شدگی عناصر Th و U در نمودارهای عنکبوتی می‌تواند نشانه اضافه شدن رسوبات پلاژیک و یا پوسته اقیانوسی دگرسان‌شده به منبع ذوب‌شدگی باشد (Fan et al., 2003)، همچنین بی‌هنجاری منفی برای P می‌تواند در ارتباط با تبلور بخشی آپاتیت باشد (Fan et al., 2003). در واقع این بی‌هنجاری‌ها در کنار بالا بودن نسبت LILE/HFSE در سنگ‌های آتشفشانی مناطق کمان کالک‌آلکالن در نتیجه ورود اجزای LILE موجود در صفحه فرورونده به درون گوه گوشته‌ای بالای آن به‌وجود می‌آیند و فرآیند فرورانش نقش مؤثری در افزایش میزان نسبت LILE/HFSE دارد (Hole et al., 1984; Saunders et al., 1980). بالا بودن نسبت‌های LILE/HFSE و LREE/HREE جزو علائم فرورانش محسوب می‌شود (Zanetti et al., 1999). در این شکل‌ها، علاوه بر غنی‌شدگی نمونه‌ها از عناصر خاکی کمیاب سبک بی‌هنجاری منفی Eu نیز مشاهده نمی‌شود و نشان‌دهنده حضور پلاژیوکلازهای کلسیک به‌عنوان عامل کنترل کننده تحول ماگما و یا عدم حضور آن‌ها در فاز باقی‌مانده و یا فوگاسیته بالای O₂ است و با تبدیل Eu²⁺ به Eu³⁺ این عنصر نمی تواند وارد شبکه پلاژیوکلازهای کلسیک شده و در مایعات تفریق‌یافته بعدی متمرکز خواهد شد و ارتباط منطقی خود را با درصد CaO گدازه از دست خواهد داد (Athertont et al., 1985; Rollinson, 1993).

در شکل 10، الگوی پراکندگی عناصر خاکی کمیاب در گدازه‌های مختلف کم و بیش با هم موازی است و سنگ‌های منطقه از عناصر خاکی کمیاب سبک (LREE) غنی‌شدگی نشان می‌دهند. دو احتمال می‌توان برای غنی‌شدگی نمونه‌ها از LREE در نظر گرفت:


شکل 7- نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار مجموع قلیایی در برابر سیلیس در محدوده آندزیت، داسیت و ریولیت قرار می‌گیرند (Le Bas et al., 1986).	شکل 8- نمونه‌ها در نمودار Maniar و Piccolli (1989) در محدوده متاآلومینوس و پرآلومینوس قرار می‌گیرند.

شکل 9- الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی کمیاب در نمودار عنکبوتی که نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) به‌هنجار شده‌اند.	شکل 10- غنی‌شدگی نمونه‌ها از LREE در مقایسه با HREE در نمودار پراکندگی عناصر نادر خاکی کمیاب که نسبت به REE کندریت به‌هنجار شده‌اند (Sun and McDonough, 1989).

یکی ناسازگارتر بودن LREEها نسبت به HREEها (Krauskopf and Bird, 1995) که ممکن است در اثر تحولات ماگمایی در سنگ‌های تحول یافته منطقه متمرکز شده باشند. عامل دیگر، تشکیل سنگ‌ها در مناطق فرورانش است (Winter, 2001). گدازه‌های مناطق فرورانش با تهی‌شدگی عناصر HFSE نسبت به عناصر LILE قابل تشخیص هستند که منشأ این تهی‌شدگی می‌تواند به‌علت تأثیر سیال‌ها یا مواد مذاب حاصل از صفحه فرورانده بر روی گوه گوشته‌ای باشد (Green, 2006). سیال‌های آبدار منتج از صفحه فرورونده، مسؤول انتقال برخی از عناصر ناسازگار از پوسته فرورانده به گوشته زیر قاره‌ای در ناحیه کمان هستند (Hermann et al., 2006). عناصر LILE به‌علت دارا بودن پتانسیل یونی پایین، در فشار و دمای بالا به آسانی در سیال‌های آبدار حل شده و انتقال می‌یابند(Green and Pearson, 1986; Ryerson and Watson, 1987; Tatsumi and Eggins, 1995)، در صورتی که میزان انحلال‌پذیری عناصر HFSE در سیال‌های آبدار پایین است (Tatsumi et al., 1986). این امر باعث می‌شود که در حین عمل ذوب بخشی یا از دست دادن آب پوسته اقیانوسی فرورونده، گوه گوشته بر اثر متاسوماتیسم سیال‌های آبدار از عناصر LILE نسبت به HFSE غنی شود (Green, 2006). در شکل 11 نمودار عنکبوتی به‌هنجار شده به MORB و عناصر کمیاب منطقه فلات ارزروم- کارس (11- a) در شرق ترکیه (Keskin et al., 1998) با نمودار مشابه آن در منطقه سهند (11- b) در شمال‌غرب ایران (پیرمحمدی، 1390) مقایسه شده است. آتشفشان‌های فلات ارزروم- کارس در شرق ترکیه به‌عنوان آتشفشان‌های تیپ مناطق پس از برخوردی معرفی شده‌اند و از نوع دونمایی (Bimodal) هستند (Keskin et al., 1998).

در این منطقه، گدازه‌های اسیدی و حدواسط دارای ویژگی‌های کانی‌شناختی مشابه با نمونه‌های منطقه سهند هستند (پیرمحمدی، 1390). غنی‌شدگی در عناصر LILE و LREE نسبت به HFSE و بی‌هنجاری منفی Nb و Ta و پایین بودن Y، Ti و Yb از ویژگی‌های ژئوشیمیایی سنگ‌های این دو منطقه است.

بررسی سری‌های ماگمایی

مطالعه سری‌های ماگمایی در شناخت محیط‌های زمین‌ساختی و ژئودینامیکی اهمیت ویژه‌ای دارد.

شکل 11- مقایسه نمودار عنکبوتی و تغییرات عناصر کمیاب خاکی سنگ‌های آتشفشانی کالک‌آلکالن فلات ارزروم- کارس؛ (a در شرق ترکیه (Keskin et al., 1998) با منطقه سهند (b در شمال‌غرب ایران (پیرمحمدی، 1390) که هر دو به MORB به‌هنجار شده‌اند (Sun and Mcdonough, 1989).

برای تفکیک سری‌های ماگمایی آلکالن از ساب‌آلکالن از نمودار مجموع آلکالن در مقابل سیلیس استفاده شد که برای تعیین مرز سری‌ها در آن از نمودار Irvine و Baragar (1971) استفاده شده است. مطابق این نمودار (شکل 12) نمونه‌های مورد نظر در محدوده ساب‌آلکالن قرار می‌گیرند. این نمونه‌ها با داشتن K₂O بین 78/1 تا 6/2 درصد وزنی و Na₂O بین 11/3 تا 83/4 درصد وزنی، در نمودار مثلثی AFM (Irvine and Baragar, 1971) اکثراً در قلمرو سنگ‌های کالک‌آلکالن (شکل 13) و در نمودار Si₂O-K₂O (Le Maitre et al., 1989) در منطقه سنگ‌های با پتاسیم متوسط (شکل 14) قرار می‌گیرند.

در نمودار Na₂O-K₂O (Rogers et al., 1998) (شکل 15) بیشتر سنگ‌های منطقه در محدوه سری کالک‌آلکالن با ویژگی K₂O/Na₂O<1 قرار می‌گیرند.

مقایسه نسبت مودال درشت‌بلورها در آندزیت‌های منطقه مورد مطالعه نشان می‌دهد که نسبت مودال پلاژیوکلاز به مجموع کانی‌های آهن و منیزیم‌دار در این سنگ‌ها خیلی بالا بوده و به سنگ‌های کالک‌آلکالن شباهت دارند.


شکل 12- نمودار تغییرات Na₂O+K₂O در مقابل SiO₂،(Irvine and Baragar, 1971) که در آن سنگ‌های منطقه مورد مطالعه در قلمرو ساب‌آلکالن قرار می‌گیرند.	شکل 13- نمودار AFM برای تفکیک سری های کلسیمی- قلیایی از تولئیتی برای سنگ های منطقه مورد مطالعه (Irvine and Baragar, 1971).

شکل 14- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار SiO₂-K₂O، .(Le Maitre et al., 1989)	شکل 15- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار Na₂O-K₂O، (Rogers et al., 1998)

بررسی روند تفریق در نمودارهای هارکر

در نمودارهای متغیر اکسید- اکسید و عناصر فرعی (Harker, 1909)، رفتار سیلیس نسبت به عناصر اصلی و فرعی مورد بررسی قرار گرفته است (شکل 16). در این نمودارها با افزایش مقدار سیلیس، اکسیدهای اصلی Fe₂O₃، MgO، CaO، P₂O₅، Al₂O₃و TiO₂ روند نزولی نشان می دهند. این مسئله می‌تواند احتمالاً در ارتباط با تفریق و تبلور کانی‌های پلاژیوکلاز و کانی‌های فرومنیزین مانند پیروکسن و کانی‌های تیره مانند تیتانومگنتیت و ایلمنیت در مسیر صعود و استقرار آن در محفظه‌های ماگمایی بالاتر باشد. Na₂O دارای روند صعودی است، که نشانگر تبلور بخشی پلاژیوکلاز و تشکیل پلاژیوکلازهای سدیک با افزایش سیلیس ماگماست. داخل شدن Na در شبکه پلاژیوکلازها می‌تواند روند صعودی ایجاد کند و پراکنده بودن آن می‌تواند در ارتباط با هضم یا آمیختگی تفسیر شود. K₂O با افزایش سیلیس ماگما روند مشخصی را نشان نمی‌دهد، به‌خصوص در نمونه‌های اسیدی روند خاصی مشاهده نمی‌شود که می‌تواند در ارتباط با وجود فنوکریست در سنگ‌های خروجی باشد. ترکیبات حدواسط در حین صعود ماگما به سطوح فوقانی و استقرار آن در حجرات ماگمایی تا حدی شیب ملایم و یکنواختی را در روند تغییرات پتاسیم نشان می‌دهند. در مجموع وجود پراکندگی و نبود روند خطی منظم در برخی از نمونه‌ها برای اکسیدهای عناصر، می‌تواند توسط پدیده‌های دیگر نظیر آلایش ماگمایی، اختلاط ماگمایی و هضم توجیه شود. همچنین جدا شدن برخی از نمونه‌ها در نمودار‌ها نسبت به نمونه‌های حدواسط و اسیدی می‌تواند نشان‌دهنده عدم ارتباط ژنتیکی آن‌ها با محصولات حدواسط و اسیدی باشد. Y، Zr و Nb دارای روند نزولی با افزایش SiO₂ است. Zr در اولویت اول، تمایل به ورود در ساختار کانی زیرکن دارد و در صورت نبود زیرکن، عنصر زیرکنیم در آمفیبول‌ها وارد می‌شود (Rollinson, 1993). تغییرات عنصر Nb در ارتباط با جدایش ایلمنیت، اسفن و در مرحله بعد می‌تواند در ارتباط با تفریق کانی‌های بیوتیت و هورنبلند باشد. تغییرات Sr به موازات افزایش SiO₂ نشان‌دهنده روند نزولی و تا حدی پراکندگی هم مشاهده می‌شود. اصولاً در روند تفریق Sr با جدایش پلاژیوکلازهای کلسیک و مصرف شدن آن، باید روند نزولی دیده شود، پراکندگی برخی از نمونه‌ها به‌ویژه دو نمونه‌ای که دارای سیلیس کمتر است، می‌تواند مربوط به تأثیر آلایش باشد. عناصر سازگار Ce، V و Ti با افزایش SiO₂ همبستگی منفی نشان می‌دهند (شکل 16). به‌نظر می‌رسد تبلور بخشی اکسیدهای Fe و Ti یا جدایش کانی‌های آهن- منیزیم‌دار حاوی Ti، مهم‌ترین علت ناهنجاری منفی این عنصر بوده و تبلور بخشی آپاتیت نیز سبب ناهنجاری منفی P شده است. این مسئله می‌تواند در ارتباط با تفریق کانی‌های فرومنیزین مانند پیروکسن و مگنتیت در حین صعود ماگما و استقرار آن در محفظه‌های ماگمایی باشد. با توجه به‌همبستگی‌های مشاهده شده در نمودارها، نمونه‌های منطقه احتمال دارد از یک منشأ پوسته‌ای حاصل شده باشند که با مقادیر مختلف از ماگمای بازالتی آمیختگی یافته و متعاقب آن تحول چنین ماگمایی هنگام صعود و استقرار در محفظه‌های ماگمایی در طی فرآیند آلایش، هضم و تفریق با نرخ‌های متفاوت انواع سنگ‌های منطقه را به‌وجود آورده است.

جایگاه زمین‌ساختی و خاستگاه ماگمایی

تعیین محیط تکتونیکی سنگ‌ها در تفسیر پتروژنز آن‌ها بسیار مؤثر است. جهت تعیین و تشخیص جایگاه تکتونیکی توده‌های آذرین از نمودارهای متمایزکننده استفاده می‌شود. این نمودارها اکثراً بر اساس عناصر کمیاب بوده و معمولاً سعی می‌شود عناصر غیر متحرک یا با تحرک کم مورد استفاده قرار گیرند. با توجه به اینکه عناصر با شدت میدان بالا HFSE نظیر Zr، Nb، Y، P و Ti در سیالات آبی نسبتاً غیر متحرک بوده و تحت شرایط گرمابی، هوازدگی و درجات بالای دگرگونی پایدار هستند، این عناصر کاربرد زیادی دارند.

شکل 16- نمودارهای تغییرات اکسیدهای عناصر اصلی و عناصر کمیاب در برابر سیلیس برای سنگ‌های منطقه مورد مطالعه (Harker, 1909).

نمودار R₁-R₂ (Batchelor and Bowden, 1985)، (شکل 17- a) بر اساس عناصر اصلی است و بر اساس پارامترهای کاتیونی R₁ = 4Si - 11(Na+K) - 2(Fe+Ti) و R₂ = 6Ca + 2Mg + Al طراحی شده است. در این نمودار نمونه‌ها در محدوده‌ هم‌زمان و پس از برخورد قرار می‌گیرند. همچنین در نمودار Th/Hf در برابر Ta/Hf (Schandl and Gorton, 2000)، (شکل 17- b) نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده حواشی فعال قاره‌ای قرار می‌گیرند.

شکل 17- (a نمودار R1-R2، نمونه‌های منطقه در محدوده هم‌زمان و پس از برخورد قرار می‌گیرند (Batchelor an Bowden, 1985)؛ (b نمودار Th/Hf در برابر Ta/Hf برای سنگ‌های سهند که اکثریت نمونه‌ها در محدوده حاشیه فعال قاره‌ای قرار می‌گیرند (Schandl and Gorton, 2000)

سنگ‌های منطقه از لحاظ نسبت Ba/La ویژگی‌های سنگ‌های آذرین مناطق کمان آتشفشانی را نشان می‌دهند. این نسبت برای NMORB بین 4 الی 10، برای EMORB و بیشتر بازالت‌های درون صفحه‌ای 10 تا 15 و برای سنگ‌های آتشفشانی مرز صفحات همگرا بیش از 15 است (Wood, 1980). مقدار نسبت یاد شده در کمان‌های آتشفشانی بیشتر از مناطق کششی و مناطق پشت کمان است (Macdonald et al., 2001). در گدازه‌های سهند، همانند ماگمای مناطق کمان، میزان این نسبت از 86/16 تا 55/26 در تغییر است. بالا بودن نسبت Ba/La علامت غنی‌شدگی گوه گوشته توسط سیال‌های منطقه پیش از برخورد و در زمان فرورانش و ورود Ba از رسوبات اقیانوسی فرورانده شده به ماگما است. نسبت Ba/Ta بالاتر از 450، از مهم‌ترین ویژگی‌های ژئوشیمیایی ماگماهای کمان است (Macdonald et al., 2001). این نسبت در نمونه‌های مورد مطالعه بین 674 تا 1281 است. بالا بودن نسبت La/Ta نیز از دیگر مشخصات مناطق کمان است (Trumbull et al., 1999) که در مورد سنگ‌های منطقه صدق می‌کند. میزان TiO₂ یکی از معیارهای شناسایی محیط زمین‌ساختی گدازه‌هاست. در بازالت و آندزیت‌های مناطق کمان مقدار TiO₂ به‌ندرت از 3/1 درصد وزنی فراتر می‌رود، این در حالی است که TiO₂ در سنگ‌های سایر محیط‌های زمین‌ساختی بیشتر از 10 درصد وزنی است (Rendeng et al., 2006). یکی از مهم‌ترین تفاوت‌های سری‌های کالک‌آلکالن جزایر کمانی با حاشیه فعال قاره، فراوانی زیاد سنگ‌های سیلیسی (داسیت و ریولیت) به‌صورت مواد آذرآواری در حاشیه قاره است (Rendeng et al., 2006). با توجه به گنبدهای داسیتی و ریولیتی مورد مطالعه و همچنین گسترش چشم‌گیر توف‌های اسیدی در منطقه، به‌نظر می‌رسد که نمونه‌های مورد مطالعه متعلق به حاشیه فعال قاره باشند. همچنین از نسبت عناصر کمیاب Zr/Y نیز برای تشخیص رژیم تکتونیکی می‌توان استفاده کرد (Pearce and Norry, 1979). اگر در ترکیب شیمیایی سنگ‌ها نسبت Zr/Y> 3 باشد متعلق به کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای هستند و اگر در آنها Zr/Y< 3 باشد به کمان‌های آتشفشانی اقیانوسی تعلق دارند. سنگ‌های آتشفشانی منطقه مورد مطالعه دارای نسبت Zr/Y> 3 (مقدار میانگین 19/19) هستند و در گروه قوس‌های آتشفشانی قاره‌ای قرار می‌گیرند.

بنابراین با توجه به نمودارهای مختلف متمایز کننده محیط تکتونیکی و همچنین شواهد کانی‌شناسی و میکروسکوپی مانند وجود آمفیبول‌ها و پلاژیوکلازهای منطقه‌بندی شده با حواشی خورده شده و سوخته، بافت غربالی، گلومروپورفیریتیک و پویی‌کلیتیک، بالا بودن نسبت Na₂O/K₂O، الگوی تفریق‌یافته برای REE، نبود بی‌هنجاری منفی برای Eu، پایین بودن Nb، Ti و Y و نیز الگوی تهی شده از HREE، می‌توان گفت نمونه‌های منطقه سهند به قوس ماگمایی هم‌زمان و بعد از تصادم تعلق دارند.

نتیجه‌گیری

ترکیب سنگ‌شناسی آتشفشانی منطقه شامل آندزیت، تراکی‌آندزیت، داسیت، ریوداسیت و ریولیت است که به‌طور گسترده با مرزهای دگرشیب بر روی واحدهای رسوبی به سن میوسن قرار گرفته‌اند.

سنگ‌های مطالعه شده لوکوکرات، با درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت هستند و بافت این سنگ‌ها هیالومیکرولیتیک پورفیری، میکرولیتیک پورفیری و هیالومیکرولیتیک پورفیری جریانی است و فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و هورنبلند در زمینه‌ای از میکرولیت و شیشه قرار گرفته‌اند. در میان فنوکریست‌ها، پلاژیوکلاز و هورنبلند بیش‌ترین فراوانی را دارند. پلاژیوکلازها عموماً شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با ماکل آلبیتی هستند. پلاژیوکلازها بیشتر منطقه‌ای بوده و در قسمت مرکزی بافت غربالی نشان می‌دهند و حواشی آن‌ها رشد مجدد کرده و اکثراً در حواشی، بافت غربالی نشان نمی‌دهند. این بافت‌ها به کاهش فشار لیتواستاتیک در اثر بالا آمدن ماگما و افزایش فشار بخار آب در اثر صعود ماگما نسبت داده می‌شوند.

میانگین مقدار SiO₂= 68.25 و نسبت میانگین K₂O/Na₂O= 0.6 و میانگین مقدار Cr= 97.8 ppm، Ni= 7.8 ppm و Sr= 537 ppm است. میانگین مقادیر Y، Yb و La_N به ترتیب 6.85 ppm، 0.403 ppm و 34.75 ppm است. بررسی‌های ژئوشیمیایی نشان می‌دهد سری ماگمایی سنگ‌ها، کالک‌آلکالن است و بیشتر نمونه‌های منطقه در محدوده متاآلومینوس و تعدادی نیز در محدوده پرآلومینوس واقع شده‌اند که این امر می‌تواند نشانگر آلایش با مواد پوسته‌ای باشد.

در نمودارهای عنکبوتی با افزایش مقدار سیلیس، اکسیدهای اصلی Fe₂O₃، MgO، CaO, P₂O₅، Al₂O₃ و TiO₂ روند نزولی و Na₂O دارای روند صعودی هستند. عناصر ناسازگار با شعاع یونی بزرگ مانند K، Ba، Rb و Sr غنی‌شدگی نشان می‌دهند. عناصر Ti و P تهی‌شدگی دارند. عناصر نادر خاکی سنگین مانند Y و Yb نیز تهی‌شدگی دارند. Nb و Ta نیز آنومالی منفی نشان می‌دهند که شاخص مناطق مرتبط با فرورانش و حواشی فعال قاره‌ای است. نمونه‌های منطقه فاقد آنومالی منفی Eu هستند.

محیط زمین‌ساختی نمونه‌های مورد مطالعه کمان‌های پس از برخوردی و کمان‌های حاشیه فعال قاره‌ای تعیین شده است.

تشکر و قدردانی

نویسندگان از خداوند متعال برای جناب آقای دکتر علی عامری، استاد برجسته گروه زمین‌شناسی دانشگاه تبریز، که قبل از چاپ این نوشتار ما را تنها گذاشته و به دیار باقی شتافتند، تقاضای علو درجات و رحمت الهی دارند. همچنین از جناب آقای دکتر حسین معین‌وزیری و دکتر فریبرز مسعودی که با حوصله و دلسوزی و ارائه نظرات و پیشنهادات و راهنمایی‌های ارزنده در انجام این تحقیق ما را یاری رساندند نهایت تشکر و قدردانی را می نمایند. از هیأت تحریریه و داوران محترم مجله علمی- پژوهشی پترولوژی دانشگاه اصفهان که با پیشنهادهای سازنده خویش به بهتر شدن ساختار مقاله کمک نموده‌اند، تشکر و قدردانی می‌شود. همچنین از ریاست و معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد شبستر نیز نهایت سپاسگزاری را داریم.

مراجع

آقانباتی، ع. (1385) زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

بهروزی، ا.، امینی‌فضل، ع.، و امینی‌آذر، د. (1374) نقشه 1:100000 بستان آباد. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور.

پیرمحمدی، ف. (1390) مطالعه پترولوژیکی، ژئوشیمیایی و پتروژنز سنگ‌های آتشفشانی شرق و جنوب شرق آتشفشان سهند با نگرشی ویژه بر سنگ‌های آذرآواری. رساله دکتری، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران.

غیوری، ن. و معین‌وزیری، ا. (1381) مطالعه چینه‌شناسی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی افق‌های ایگنیمبریتی سهند. پایان‌نامه کارشناسی ارشد زمین‌شناسی، دانشگاه تربیت معلم تهران، تهران، ایران.

معین‌وزیری، ح. و امین‌سبحانی، ا. (1356) سهند از نظر ولکانولوژی و ولکانوسدیمانتولوژی. انتشارات دانشگاه تربیت معلم تهران، تهران.

نبوی، م. (1355) دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی کشور، تهران.

Allen, M. B., Jackson, J. and Walker, R. (2004) Late Cenozoic reorganization of the Arabia-Eurasia collision and the comparison of short-term and long-term deformation rates. Tectonics 23: 1-16.

Atherton, M. P., Sanderson, L. M., Warden, V. &. McCourt, W.J., 1985. The volcanic cover, chemical composition and the origin of the magmas of the Calipuy Group. In: Pitcher, W. S.,Atherton, M. P., Cobbing, E. J. & Beckinsale, R. D. (eds) Magmatism al a Platt Edgi: the Peruvian Andes. Glasgow: Blackie Halstead Press, pp. 273-284.

Batchelor R. A., Bowden P. (1985). Petrogenetic interpretation of granitoid rocks series using multicationic parameters. Chemical Geologoy 48: 43-55.

Blatt, H. and Tracy, R. (1995) Petrology: Igneous, Sedimentary and metamorphic. W. H., Freeman book Company, New York.

Fan, W. M., Gue, F., Wang, Y. J and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of post-orogenic extention in the northern Da Hinggan Mountains, northeastern China. Journal of Volcanology and Geothermal Research 121: 115-135.

Green, N. L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints from Garibaldi volcanic belt, northern Cascadia subduction system. Lithos 87: 23-49.

Green, T. H. and Pearson, N. J. (1986) Ti-rich accessory phase saturation in hydrous mafic-Felsic compositions at high P and T. Chemical Geology 54: 185-201.

Halsor, S. P. (1989) Large glass inclusions in plagioclase phenocrysts and their bearing on the origin of mixed andesitic lavas at Toliman Volcano. Guatemala Bulletin of Volcanology 51:271-280.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London.

Hermann, J., Spandler, C., Hack, A. and Korsakov, A. V. (2006) Aqueous fluids and hydrous melts in high-pressure and ultra-high pressure rocks: Implications for element transfer in subduction zones. Lithos 92: 399-417.

Hole, M. J., Saunders, A. D., Marriner, G. F. and Tarney, J. (1984) Subduction of pelagic sediments: Implication for the origin of Ceanomalous basalts from Alexander Islands. Journal of Geological Society of London 141: 453-472.

Irvine, T.N. and Baragar, W.R.A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

Keskin, M., Pearce, J. A. and Mitehell, J. G. (1998) Volcano stratigraphy and geochemistry of collision - related volcanism on the Erzurum-Kars plateau, northeastern Tuerkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 355-404.

Krauskopf, K. B. and Bird, D. K. (1995) Introduction to geochemistry. McGraw Hill, New York.

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zannetin, B. (1986) Achemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750.

Le Maitre, R. W., Bateman, P., Dudek, A., Kellre, J., Lameyre Le Bas, M. J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sorenson, H., Streckeisen, A., Woolley, A. and Zanettin, B. (1989) A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford.

Macdonald, R., Hawkesworth, C. J. and Heath, E. (2001) The lesser Antilles volcanic chain: A study in arc magmatism. Earth Science Reviews 49: 1-76.

Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids: Geological society of America Bulletin 101: 635-643.

Mc Birney, A. R. (2007) Igneous petrology. 3rd edition, Jones and Bartlett Learning, Burlington, Canada.

Nelson, T. S. and Montana, A. (1992) Sive-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogy 77: 1242-1249.

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.

Pearce, J. A. and Peate, D. W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review Earth and Planetary Science Letters 23: 251-285.

Rendeng, S., Jingsui, Y., Cailai, W., Iizuka, T. and Hirata, T. (2006) Island arc volcanic rocks in the north Qaidam UHP belt, Northern Tibet plateau: Evidence for ocean-continent subduction preceding continent Subduction. Journal of Asian Earth Sciences 28: 151-159.

Rogers, G., Saunders, A. D., Terrell, D. J., Verma, S. P., Marriner. G. F. (1998) Geochemistry of Holocene volcanic rocks associated with ridge subduction in Baja California, Mexico. Nature 315, 389-392.

Rollinson, H. (1993) Using Geochemical data: Evolution, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London.

Ryerson, F. J. and Watson, E. B. (1987) Rutile saturation in magmas: Implications for Ti-Nb-Ta depletion in island arc basalts. Earth and Planetary Science Letters 86: 225-239.

Saunders, A. D., Tarnery, J. and Weaver, D. (1980) Transverse geochemical variations across the Antractic Peninsula: Implications for the genesis of calcalkaline magmas. Earth and Planetary Science Letters 46: 334-360.

Schandl, E. S., and Gorton, M. P. (2000) Form continents to island arcs: A geochemical indx of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. The Canadian Mineralogist 38: 1065-1073.

Shelley, D. (1991) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London.

Singer, S. B., Pearce, H. T., Kolisnik, M. A. and Myers, D. J. (1993) Plagioclase Zoning in mid-Pleistocene lavas from the Seguam volvanic center, central Aleutian arc, Alaska. American Mineralogist 78: 143-157.

Stocklin, J. and Setudenia, A. (1971)Stratigraphic lexicon of Iran. Geological survey of Iran, No.18, 1-376.

Sun, S. S and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic ystematics of oceanic basalts: Implcations for mantle composition and processes. In: Saunders, A. D. and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in ocean basins. Geological Society of London, Special Publication 42: 313-345.

Tatsumi, Y. and Eggins, S. (1995) Subduction Zone Magmatism. Blackwell Publishing, Oxford.

Tatsumi, Y., Hamilton, D. L. and Nesbitt, R. W. (1986) Chemical characteristics of fluid phase released from a subducted lithosphere and origin of arc magmas: Evidence from high pressure experimentand natural rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research 29: 239-309.

Trumbull, R. B., Wittenbrink, R., Hahne, K., Emmermann, R., Busch, W., Gerstenberger, H. and Siebel, W. (1999) Evidence for Late Miocene to Recent contamination of arc andesites by crustal melts in the Chilean Andes (25-26°S) and its geodynamic implications. Journal of South American Earth Science. 12: 135-155.

Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt system diopside-albite-anorthite and origin of dusty plagioclase in andesites. Contributions to Mineralogy and Petrology 89, l-16.

Winter, J. D. (2001) An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River, New Jersey.

Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta Diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters 50: 11-30.

Zanetti, A., Mazzucchelli, M., Rivalenti, G. and Vannuci, R. (1999) The Finero phlogopite-peridotite massif: An example of subduction-related metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 107-122.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,490

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,553

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

پترولوژی و ژئوشیمی سنگ‌های آتشفشانى جنوب تبریز (آتشفشان سهند)