سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و خاستگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی ترشیری شمال چاه‌گنبد (شمال‌خاوری سه‌چنگی، بلوک لوت)

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.

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