ویژگی های ژئوشیمیایی بازالت های غرب خاش (جنوب‌شرق ایران): رهیافتی به ماهیت منشاء گوشته‌ا‌ی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران

2 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه کردستان، سنندج، ایران

3 گروه علوم زمین، دانشگاه نیوبرانزویک، فردریکتون، کانادا

چکیده

مخروط‌ها و روانه‌های بازالتی تکزاد (مونوژنیک) در باختر شهرستان خاش، بخشی از کمان آتشفشانی شمالمکران هستند که در پی فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی عمان به زیر سنگ‌کرة قاره‌ای اوراسیا پدید آمده‌اند. مقدار بالای Al2O3 (5/16 تا 04/19 درصد وزنی) و CaO (4/8 تا 05/12 درصد وزنی) همراه با محتوای K2O (5/0 تا 1/1 درصد وزنی)، آنها را در گسترة بازالت‌های کالک‏‌آلکالن پتاسیم‌متوسط جای می‏‌دهد. این سنگ‌ها دارای ویژگی‌های شناخته‌شدة بازالت‌های حاشیه‌های فعال قاره‌ای ( مانند: غنی‌شدگی از نسبت‌های LILE/HFSE، LILE/LREE، LREE/HREE و تهی‌شدگی از عنصر‏‌های Zr، Tb، و Nb) هستند. در این بازالت‌ها،‌ نسبت‌های Rb/Zr، Ba/La و La/Yb به‌ترتیب بیش از 19، 86/4 و 10 برابر این نسبت‌ها در ترکیب بازالت‌های N-MORB است. برپایه نتایج به‌دست‌آمده از الگو‌سازیِ ذوب، بازالت‌هایی که ترکیب آنها به ترکیب ماگمای اولیه نزدیک است، پیامد ذوب (نزدیک به 2 تا 10 درصد ذوب) پریدوتیتِ گوة گوشته‌ای غنی‌شده هستند. ورود سیال‌های پدیدآمده در فرورانش، رسوب‌ها و آبدهی لبه فرورونده، پریدوتیت‌های گوة گوشته‌ای را از عنصر‏‌های LIL و LRE غنی کرده‌اند. همخوانی معکوس میان Th/La در برابر Sm/La و جای‌گرفتن این بازالت‌ها در گستره ترکیبی میان میانگین جهانی رسوب‌ها (GLOSS) و MORB (در نمودار Pb/Ce در برابر Th/Nb) نشان‌دهندة مشارکت رسوب‌های روی پوستة فرورونده در پیدایش این بازالت‌هاست. برپایه الگوی آمیختگی دوتایی، میزان مشارکت رسوب‌ها در پیدایش این بازالت‌ها تا 16درصد برآورد می‏‌شود. افزون‌بر‌این، تهی‌شدگی از نسبت Pb/Ce (6/1 تا 1/11) در برابر ترکیب OIB (بیش از 20) می‏‌تواند نشانة مشارکت سیال‌های پدیدآمده از آبدهی لبه فرورونده باشد. 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemical characterization of basalts from west of Khash (SE Iran): an approach to the nature of the mantle source

نویسندگان [English]

  • Zahra Firouzkouhi 1
  • Ali Ahmadi 1
  • Hossein Moinevaziri 2
  • Ali Asghar Moridi Farimani 1
  • David Richard Lentz 3
1 Department of Geology, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran
2 Department of Geology, University of Kurdistan, Sanandaj, Iran
3 Department of Earth Sciences, University of New Brunswick, Fredericton, Canada
چکیده [English]

Monogenic basaltic cinder cones and lava flows from west of Khash are part of volcanic arc of northern Makran, formed as a result of subduction of Oman oceanic lithosphere beneath the Eurasian plate. The basalts belong to medium-K calc-alkaline series as they contain high Al2O3 (16.5- 19.04 wt. %) and CaO (8.4- 12.0 wt. %) and moderate amounts of K2O (0.5- 1.1 wt. %). They share arc geochemical features such as high LILE/HFSE ([Rb/Zr]N-MORB up to 19) LILE/LREE ([Ba/La]N-MORB up to 4.86) and LREE/HREE ([La/Yb]N-MORB up to 10), and depletion of Ta, Nb, Zr, and Ti relative to N-MORB. Partial melting models indicate that near-primary basalts were derived from an enriched source type mantle wedge peridotite after low to medium degrees (2-10%) of partial melting. This source peridotite was enriched in LREE and LILE, by subduction derived fluids in the supra-subduction zone. Negative correlation of Th/La vs. Sm/La, and relationships between Pb/Ce and Th/Nb values of the studied basalts which are between two end compositions of global subducting sediment (GLOSS) and N-MORB are indicative of significant contribution of subducting sediments to the genesis of the basaltic rocks. Estimates made using binary mixing model are indicative of about 16% of sediment participation in the magma genesis. Low Pb/Ce ratio (1.6 - 11.1), compared to OIB (>20) may be a signature of participation of fluids resulted from dehydration of the subducting slab

کلیدواژه‌ها [English]

  • active continental margins
  • Makran
  • Basalt
  • sediment subduction
  • Enriched mantle

رشته کوه‌های مکران (منشور فزاینده مکران) از پهنه‌های فرورانش فعال در نوار کوهزادی آلپ-هیمالیا هستند که در جنوب‌خاوری ایران رخنمون دارند (McCall, 1985, 1997). فرورانش در این منطقه از ائوسن آغاز شده است (McCall 1985) و در عهد حاضر نیز به زیر منشور فزاینده منطقه مکران در جنوب‌خاوری ایران و جنوب‌باختری پاکستان انجام می‏شود (Zarifi, 2006). مجموعه سنگ‌های آتشفشانی سنوزوییک پسین در شمال پهنه مکران (کمان ماگمایی مکران) از نوار منقطعی از آتشفشان‌های منفرد و مجموعه‌های آتشفشانی ساخته شده است (شکل 1- A).

 

 

 

شکل 1- A) جایگاه منطقه باختری خاش (جنوب‌خاوری ایران) در پهنه مکران و برخی مولفه‌های ساختاری شناخته‌شدة منطقه (برگرفته از Saadat و Stern (2011)، با تغییرات). گسترة بررسی‌شده با چهارگوش نشان داده شده است (SSZ: پهنه زمین‌درز سیستان؛ MTZ: تراست اصلی زاگرس؛ NFS: سامانه گسلی نه؛ MZFS: سامانه گسلی میناب- زندان؛ CFS: سامانه گسلی چمن)؛ B) تصویر ماهواره‌ای از بازالت‌های باختر شهرستان خاش و جایگاه روستاهای چاه‌سالار و چاه‌کمال (مخروط و روانه‌های بازالتی بزرگ‌تر با نماد A تا F نام‌گذاری شده‌اند. نام نمونه‌های تجزیه‌شده از هر کدام در شکل نشان داده شده است)

 

نشانه‌هایی از ماگماتیسم وابسته به فرورانش در بیشتر این مراکز آتشفشانی به‌دست آمده‌اند (Conrad et al., 1981; Moinevaziri, 1985; Biabangard and Moradian, 2008; Saadat and Stern, 2011; Pang et al., 2014). جدای از آتشفشان سلطان در پاکستان، در ایران، این نوار از خاور به باختر، شامل آتشفشان‌های تفتان و تخت‌رستم، بازالت‌های باختر خاش، آتشفشان بزمان و بازالت‌های پیرامون آن و مجموعه آتشفشان‌هایِ‌ باخترِ آتشفشان بزمان (که از آنها به‌نام کوه‌های شاهسواران یاد شده است؛ Dupuy و Dostal؛ 1978) است (شکل 1- A).

آتشفشان‌های تکزاد بررسی‌شده در این نوشتار در باختر شهرستان خاش جای دارند (شکل 1- A). این بازالت‌ها در نزدیک به 60 کیلومتری باختر شهرستان خاش و در نزدیکی روستاهای چاه‌سالار و چاه‌کمال دیده می‌شوند (شکل‌های 1- A و 1- B)، برای نخستین‌بار Moinevaziri و Aminsobhani (1978) به بررسی و سن سنجی این آتشفشان‌ها پرداخته‌ و این بازالت‌ها را بازالت‌های چاه‌شاهی نام نهاده‌اند. برپایه داده‌های سن‌سنجی به‌روش پتاسیم- آرگن، ایشان سن این سنگ‌ها را کمتر از نیم میلیون سال پیش و (با توجه به محدودیت‌های سن‌سنجی مربوط به این روش) حتی تا نزدیک به چند ده‌هزار سال پیش به‌دست‌ آورده‌اند. ازاین‌رو، روش سن‌سنجی کربن 14 را روشی خوبی برای ارزیابی سن این سنگ‌ها دانسته‌اند.

پی‌بردن به تحولات گوشته در پهنه‌های فرورانش با دشواری‌های بسیاری همراه است. بازالت که نخستین ماگمای پدیدآمده از ذوب گوشته به‌شمار می‌رود، بیشتر از هر گروه سنگی دیگری، ویژگی‌های گوشته خاستگاه خود را به نمایش می‏‌گذارد (Reiners et al., 1995). در کمان ماگمایی مکران، بازالت‌ در برابر سنگ‌های جدایش‌یافته دیگر (مانند: آندزیت و داسیت) فراوانی کمتری دارد. آتشفشان‏‌های بازالتیِ باختر شهرستان خاش، بخشی از بازالت‌های کمان ماگمایی مکران را می‌سازند. در برابر بازالت‌های دیگر این کمان (Saadat and Stern, 2011; Pang et al., 2014)، این بازالت‌ها نزدیک‌ترین ترکیب به بازالت‌های نخستینِ پدیدآمده از ذوب پریدوتیت را دارند. ازاین‌رو، کاربرد خوبی برای بررسی ویژگی‌های خاستگاه گوشته‌ای زیر کمان در این بخش از کمان ماگمایی دارند. در این پژوهش، افزون‌بر شناسایی ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی بازالت‏‌های باختر خاش، به بررسی ویژگی‏‌های گوشته خاستگاه آنها و تحولات احتمالی که پشت‌سر گذرانده‌اند، پرداخته شده است.

 

زمین‌شناسی منطقه

برپایه رده‌بندی پهنه‌های رسوبی- ساختاری ایران (Alavi, 1991)، بازالت‌های باختر خاش در جنوب‌خاوری بلوک لوت و کرانه باختری پهنه زمین‌درز سیستان جای دارند (شکل 1- A). بخش بزرگی از این منطقه (شکل 1- B) از رسوب‌های کواترنر پوشیده شده است. افزون‌بر بازالت‌های بررسی‏‌شده، سنگ‌های کربناتی هم‌ارز سازند جمال و به‌طور بسیار محدود، فلیش‌های پالئوژن (Huber, 1977)، تنها رخنمون‌های سنگی این منطقه هستند. بازالت‌های باختر شهرستان خاش روی رسوب‌های کواترنر (شکل‌های 2- A و 2- D) و گاه، روی کربنات‌های هم‌ارز سازند جمال روان شده‌اند (شکل‌های 2- B و 2- C). بر خلاف رویداد ماگماتیسم وابسته به کشش در مناطقی مانند گندم‌بریان، ابارک، و خانه‌خاتون (Moinevaziri, 1998; Raeisi et al., 2013)، در این منطقه، وابستگی ماگماتیسم با گسل‌ها را نمی‌توان پیگیری کرد. برخی پژوهشگران (Saadat and Stern, 2011) نازک‏‌بودن پوسته در این مناطق (Dehghani and Makris, 1984) را در آسان‌شدن خروج بازالت‌های باختر خاش کارا دانسته‌اند.

در کل، بازالت‌های باختر خاش عبارتند از 10 مخروط و روانة بازالتی که در گسترة مستطیل‌شکلی به بزرگی نزدیک به 70 کیلومتر مربع رخنمون دارند (شکل 1- B). همه این آتشفشان‌ها، کمابیش کوچک بوده و بلندای کمی دارند. گسترده‌ترین آنها نزدیک به 5 کیلومتر درازا و 5/2 کیلومتر پهنا دارد. بلندایِ بلندترین آنها نیز از 200 متر (از سطح قاعده آن) بیشتر نیست. ستبرای روانه‏‌ها از کمتر از 1 متر تا بیشتر از 60 متر (در روانه B) است. شکل 1- B، تصویر ماهواره‌ای این بازالت‌ها را نشان می‏‌دهد که در آن 6 مخروط و روانة اصلی بازالتی نام‌گذاری شده و دیگران با نماد پیکان نشان داده شده‌اند.

این آتشفشان‌ها یا یک روانه بازالتی هستند و یا از دو یا چند روانه با ترکیب یکسان و رنگ متفاوت ساخته شده‌اند که رخنمون لایه‌لایه به‌رنگ‌های متناوب قهوه‌ای و سیاه‌رنگ به آنها بخشیده است. بیشتر این بازالت‌ها پر حفره هستند و گاه مخروط‌های سیندر از سنگ‌های انفجاری و مجموعه‌ای از بمب‌های جوش‌خورده ساخته شده‌اند و بخش‌هایی نیز به‌صورت روانه روی زمین روان شده‌اند (شکل 2).

 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از برخی آتشفشان‌های نزدیک روستای چاه‌کمال که در شکل 1 نام‌گذاری شده‌اند: A) مخروط و روانه‌های بازالتی A (دید رو به شمال)؛ B) مخروط F (دید رو به شمال)؛ C) یکی از مخروط‌های بازالتی کوچک سرخ‌رنگ (دید رو به خاور)؛ D) نمای نزدیک از قطعه‌ای از روانه بازالتی A (مقیاس در شکل A با بیضوی و پیکان سفیدرنگ نمایش داده شده‌ است) (خط‌چین‌ها برای بهترنشان دادن روانه‌های بازالتی به‌کار رفته‌اند)


 

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های میکروسکوپیِ نمونه‌های تهیه‌شده از 6 مخروط و روانه بازالتی اصلی رخنمون‌یافته در باختر شهرستان خاش (شکل 1- B)، شمار 13 نمونه از انواع همگن که تا حد امکان بدون بخش‌های هوازده بوده‌اند، برگزیده، صفحه‌های نازکی ازآنها را برش داده و همه سطوح هوازده سنگ از آنها زدوده شد. پس از شستشو و خشک‌شدن، صفحه‌های نازک سنگ در دستگاه خُردکن فکی تا نزدیک به 5 تا 10 میلیمتر خُرد شده و در‌ هاون استیل به‌مدت 2 دقیقه پودر شدند. برای انجام تجزیه به روش‌های ICP-MS و فلورسانس اشعه ایکس روی دیسک گداخته (XRF)، پودر سنگ‌های به‌دست‌آمده به آزمایشگاه ACME در ونکوور کانادا فرستاده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده تجزیه این نمونه‌ها در جدول 1 آمده است.

برای ارزیابی دقت و درستی روش‌های تجزیه، یک نمونه استاندارد BCR-1 و یک نمونه دارای بافت نزدیک به شیشه‌، هر یک سه بار به‌صورت ناشناس، تجزیه شدند. ازاین‌رو، درستی و دقت تجزیه‌ها برای عنصر‏‌های اصلی بهتر از 4/9 و 3/1 درصد، برای عنصر‏‌های LIL بهتر از 3/2 و 6 درصد، برای عنصر‏‌های HFS بهتر از 39/11 و 76/7 درصد و برای عنصر‏‌های RE به ترتیب بهتر از 5/8 و 2 % به دست آمده است.

برای انجام تجزیه کانی‌ها به روش ریزکاو الکترونی، مقاطع میکروسکوپی صیقلی در دانشگاه خوارزمی تهران تهیه شدند. فازهای بلورین سنگ با دستگاه ریزکاو الکترونی (مدل JEOL JXA-733، به‌همراه به چهار اسپکترومتر، پرتویی به قطر 1 میکرومتر و ولتاژ 10 کیلوالکترون‌ولت) در دانشگاه نیوبرانزویکِ فردریکتون (کانادا) تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده تجزیه این نمونه‌ها در جدول‌های 1 و 2 آمد‌ه‌اند.

سنگ‌نگاری و شیمی کانی‌ها

پیکره‌های بازالتیِ باختر شهرستان خاش شباهت‌های کانی شناختی و بافتی چشمگیری دارند. از مجموع 7 پیکره بازالتی مجزا، نزدیک به 50 نمونه با میکروسکوپ بررسی شدند. این سنگ‌ها پرحفره، ریز بلور و دارای 5 تا 15 درصد حجمی فنوکریست (پلاژیوکلاز، الیوین، اورتو- و کلینوپیروکسن) هستند (شکل‌های 3- A و 3- B). پلاژیوکلاز گهگاه و در شمار کمی از نمونه‌ها تا 10 درصد حجمی، الیوین از 2 تا نزدیک به 10 درصد حجمی، اورتوپیروکسن و کلینوپیروکسن نیز از نزدیک به 2 تا 5 درصد حجمی فنوکریست‌های سنگ را می‌سازند. بخش زمینه از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز، ریز بلورهای اورتوپیروکسن، اکسیدهای آهن و تیتانیم و اوژیت ساخته شده است و در شمار کمی از نمونه‌ها، الیوین در میان میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و شیشه بازالتی پدید آمده است. بافت این سنگ‌ها پورفیری تا میکروپورفیری است و در زمینه بیشتر آنها بافت‌ اینترگرانولار به‌چشم می‏‌خورد (شکل 3- C). در شمار کمی از سنگ‌ها، بافت گلومروپورفیری با ساخت لخته‌هایی از پلاژیوکلاز، الیوین و اورتوپیروکسن پدید آمده‌ است.

در نمونه‌های برداشت‌شده از همه ‌آتشفشان‌‌های تکزاد باختر خاش، پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی سازندة سنگ است. پلاژیوکلاز بیشتر در زمینه (بیش از 40 درصد حجمی همه سنگ) (جدول 2) و تنها در برخی نمونه‌ها به‌صورت فنوکریست وجود دارد. در واقع، بسیاری از پلاژیوکلازها میکرولیت بوده و زمینه سنگ را می‏‌سازند. فضای میان پلاژیوکلازها را بلورهای پیروکسن و گاه شیشه و الیوین پر کرده‌ و بافت اینترگرانولار را پدید آورده‌اند.


 

 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه بازالت‌های باختر خاش (جنوب‌خاوری ایران) به روش XRF (برپایه درصد وزنی) و ICP-MS (برپایه ppm).

 

A

 

 

 

B

 

C

D

 

 

E

F

 

Sample No.

WK-1

WK-2

WK-3

WK-4

WK-5

WK-6

WK-7

WK-8

WK-9

WK-10

WK-11

WK-12

WK-13

SiO2

50.09

50.79

52.22

51.91

50.20

48.59

51.13

49.16

52.02

51.23

48.04

50.57

51.18

Al2O3

18.28

18.24

18.11

19.00

18.36

19.04

17.98

17.31

17.67

17.56

16.49

17.28

17.54

TiO2

1.10

1.07

0.76

1.06

1.33

1.46

1.06

1.05

0.75

0.78

1.23

1.24

0.78

Fe2O3

1.151

1.172

1.094

1.232

1.299

1.338

7.000

1.254

0.958

1.170

1.176

1.073

1.18

FeO

6.52

6.64

6.20

6.98

7.36

7.58

6.72

7.11

6.30

6.42

6.66

7.29

6.35

MnO

0.13

0.13

0.13

0.14

0.15

0.15

0.14

0.14

0.14

0.14

0.13

0.14

0.14

MgO

6.36

6.33

7.51

6.17

6.69

5.36

6.48

8.05

7.08

8.22

5.18

6.88

8.23

CaO

9.56

8.96

8.71

8.44

8.75

10.66

9.08

10.31

9.46

9.53

12.05

9.39

9.44

Na2O

3.19

3.12

3.36

3.01

3.55

3.41

3.62

3.11

3.79

3.45

3.55

4.02

3.38

K2O

0.87

0.96

0.68

0.89

1.01

1.11

0.96

0.67

0.75

0.48

0.81

0.95

0.63

P2O5

0.22

0.22

0.18

0.23

0.23

0.24

0.28

0.17

0.18

0.18

0.44

0.37

0.17

LOI

2.31

2.13

0.74

0.81

0.57

0.89

0.82

1.51

0.50

0.62

3.90

0.50

0.51

SUM

99.78

99.76

99.69

99.87

99.50

99.83

99.45

99.84

99.75

99.75

99.66

99.91

99.47

Mg#*

64

63

68

64

65

58

70

67

67

70

61

69

69

La

21.70

23.20

12.50

24.00

13.20

14.20

17.50

13.90

15.80

12.90

20.00

25.40

12.80

Ce

47.5

50.7

26.7

52.4

28.5

29.8

37.3

28.2

34.2

29.2

59.4

57.7

29.7

Pr

5.84

6.13

3.38

6.37

3.67

3.85

4.60

3.60

4.60

3.70

7.44

7.00

3.50

Nd

21.9

23.4

13.5

24.2

15.5

16.2

18.4

15.6

16.9

15.4

30.9

26.4

13.7

Sm

4.12

4.46

2.99

4.62

3.66

3.95

3.80

3.50

3.60

2.90

5.73

4.90

2.82

Eu

1.34

1.44

1.08

1.41

1.32

1.46

1.40

1.11

1.10

1.10

1.60

1.50

1.00

Gd

4.36

4.63

3.36

4.70

4.15

4.48

3.90

3.77

3.30

3.10

5.32

4.20

3.60

Tb

0.64

0.69

0.55

0.69

0.67

0.75

0.70

0.58

0.60

0.60

0.68

0.60

0.50

Dy

3.61

3.89

3.21

3.98

3.97

4.41

3.90

3.68

3.80

3.50

3.84

3.30

3.40

Ho

0.78

0.88

0.69

0.83

0.85

0.93

0.90

0.70

0.80

0.70

0.69

0.70

0.70

Er

2.18

2.34

1.95

2.38

2.33

2.64

2.50

2.22

2.00

2.00

2.06

2.00

2.00

Tm

0.30

0.33

0.28

0.35

0.34

0.37

0.40

0.26

0.30

0.30

0.24

0.30

0.30

Yb

2.03

2.16

1.87

2.19

2.12

2.44

2.40

1.96

2.20

2.00

1.74

2.10

1.90

Lu

0.31

0.33

0.29

0.34

0.33

0.37

0.30

0.25

0.30

0.30

0.21

0.30

0.30

Y

20.5

22.2

18.9

22.9

22.6

24.8

23.2

20.4

20.8

19.8

19.6

21.3

19.3

Rb

23.9

30.0

16.3

23.8

16.0

17.4

23.2

9.8

14.7

13.5

14.3

16.9

11.4

Cs

1.30

1.60

0.88

1.26

0.17

0.29

1.21

0.38

0.62

0.61

0.61

0.32

0.43

Sr

586

690

545

552

459

450

538

491

576

586

1160

1331

814

Ba

138

154

140

149

132

168

246

233

170

158

558

356

280

Zr

130.1

136.4

99.3

140.1

111.6

113.3

122.2

103.2

100.9

105.2

148.0

152.8

104.0

Nb

7.30

7.60

6.50

8.10

12.00

13.20

10.28

5.70

4.45

4.76

12.20

9.81

4.84

Hf

3.70

4.00

2.70

4.10

3.00

3.00

2.94

2.00

2.81

2.73

3.10

3.85

2.87

Ta

0.5

0.5

0.4

0.6

0.8

0.8

0.6

0.4

0.3

0.3

0.7

0.6

0.3

Pb

5.0

6.2

5.3

6.2

5.0

5.9

8.7

6.1

5.7

4.9

7.4

5.2

4.4

Th

4.38

4.73

2.38

4.89

2.20

2.41

3.6

2.83

3.4

2.5

3.08

4.1

2.5

U

1.01

0.97

0.55

1.01

0.56

0.47

0.7

0.58

0.7

0.6

0.79

0.9

0.5

Ni

44.0

46.0

132.0

49.0

63.0

70.3

70.3

153.0

153.0

146.3

128.0

125.3

144.7

Co

26.6

28.4

30.5

28.6

32.3

29.0

30.8

36.6

32.8

34.3

29.9

36.1

34.4

Cr

180

190

340

190

200

100

154

330

216

222

210

220

231

V

158

192

165

197

219

239

174

170

161

171

170

163

170

* Mg#=[Mg/(Mg+Fe)]×100; FeO=0.85 ΣFe (Droop, 1987)


جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای پلاژیوکلاز (Pl) و پیروکسن (Px)، به‌همراه اعضای نهایی آنها (بازالت‌های آتشفشانی باختر خاش، جنوب‌خاوری ایران)

Mineral Type

Px

 

Mineral Type

Pl

 

Pl

 

Pl

 

 

M†(ph.)

sd‡(6)

 

M*(c)

sd(8)

M(r)

sd(3)

M(g)

sd (4)

SiO2

50.74

0.02

SiO2

49.00

0.49

58.09

1.16

52.63

0.45

Al2O3

2.39

0.37

Al2O3

31.83

0.54

25.08

0.30

29.82

0.61

Cr2O3

0.35

0.13

FeO

0.62

0.08

0.92

0.53

0.78

0.08

TiO2

1.25

0.30

MgO

0.015

0.02

0.09

0.03

0.12

0.03

FeO

11.23

1.70

MnO

0.02

0.03

0.04

0.06

0.04

0.03

MgO

15.36

0.99

CaO

15.37

0.32

8.08

0.98

12.93

0.42

MnO

0.45

0.03

Na2O

2.72

0.16

6.22

0.67

4.37

0.18

CaO

17.52

2.78

K2O

0.20

0.08

1.11

0.32

0.76

0.05

Na2O

0.43

0.10

BaO

0.04

0.00

0.06

0.00

0.04

0.00

K2O

0.01

0

SrO

0.11

0.09

0.14

0.00

0.12

0.06

NiO

0.02

0.02

Total

99.95

0.45

99.86

0.16

99.86

 0.09

Total

99.76

0.78

An

74.75

1.20

39.05

6.29

60.71

7.64

Fo

46.19

2.92

Ab

24.00

1.69

54.20

4.52

34.43

5.59

En

15.94

3.53

Or

1.25

0.49

6.75

1.77

4.86

2.35

Fs

37.86

6.46

 

 

 

 

 

 

 

†میانگین درصد وزنی اکسیدهای گوناگونِ پیروکسن‌های تجزیه‌شده؛ ‡ انحراف استاندارد (اعداد درون پرانتز نشان‌دهنده شمارِ تجزیه‌ها)؛‌ *ترکیب میانگین فنوکریست‌های پلاژیوکلاز در هسته (c)، حاشیه (r) و زمینه (g)

 

جدول 3- میانگین داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای هسته و کنارة فنوکریست‌های‌ الیوین و الیوین‌های زمینه (بازالت‌های آتشفشانی باختر خاش، جنوب‌خاوری ایران)

 

M†(c)

sd‡(8)

M(r)

sd(6)

M(g)

sd(9)

SiO2

39.43

0.45

37.87

0.68

36.11

1.22

Al2O3

0.06

0.07

0.23

0.17

0.17

0.07

FeO

18.13

3.59

27.39

5.80

35.98

8.12

MgO

41.56

2.67

33.59

4.15

26.09

7.26

MnO

0.37

0.16

0.36

0.15

0.64

0.08

CaO

0.19

0.07

0.20

0.014

0.45

0.03

Total

99.95

7.26

99.93

11.40

99.89

16.93

Fo

80.3

4.40

68.55

7.71

56.00

13.15

ترکیب میانگین هسته (c) و پوسته (r) فنوکریست‌های الیوین و ریزبلورهای زمینه (g)؛ ‌‡انحراف استاندارد (اعداد درون پرانتز نشان‌دهنده شمار تجزیه‌ها)

 

 

 

 

شکل 3- نمای میکروسکوپی از بازالت‏‌های پر حفره باختر خاش (جنوب‌خاوری ایران): A، B) فنوکریست‏‌های الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز (A در نور PPL و B در نور XPL)؛ C) نمای نزدیک‌تر از این بازالت‏‌ها که بافت اینترگرانولار در زمینه آنها دیده می‌شود (مخفف نام‌ کانی‌ها از Kretz (1983) برگرفته شده است)

 

 

داده‌های به‏‌دست‏‌آمده از تجزیه نقطه‌ای پلاژیوکلاز در بازالت‌های خاش نشان می‌دهد که هسته بیشتر دارای 75 درصد مولی سازنده آنورتیت است که در لبه‌های بلور به نزدیک به 35 درصد مولی می‌رسد (جدول 2). ازاین‌رو، ترکیب هسته پلاژیوکلاز در گسترة بایتونیت و ترکیب کناره‌های آنها بیشتر در گسترة آندزین است (شکل 4- A). در این بازالت‌ها،‌ بیشتر پلاژیوکلازها ‌منطقه‌بندی عادی دارند.

در مقاطع بررسی‌شده از منطقه آتشفشانی خاش، کلینوپیروکسن و اورتوپیروکسن هم به‌صورت فنوکریست و هم در زمینه سنگ دیده می‌شوند. در بررسی‌های میکروسکوپی، فراوانی فنوکریست‌های اورتو- و کلینوپیروکسن با یکدیگر برابر بوده و هر کدام، نزدیک به 5 درصد حجمی ارزیابی می‌شوند. فنوکریست‌های کلینوپیروکسن با قطر کمتر از 1 میلیمتر و بیشتر به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل دیده می‌شوند. فنوکریست‌های اورتوپیروکسن نیز بیشتر شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با قطر کمتر از 1 میلیمتر هستند و رنگ‌های اینترفرانس زرد روشن نشان می‌دهند. داده‌های به‌دست‌آمده برای ترکیب پیروکسن در این سنگ‌ها تنها برای فنوکریست‌هاست و داده‌ای از ترکیب پیروکسن‌های زمینه در دست نیست. برپایه این داده‌عل، ترکیب فنوکریست‌های پیروکسن در این سنگ‌ها، در گسترة اوژیت و دیوپسید است (شکل 4- B).

در بیشتر مقاطع، الیوین به صورت فنوکریست‌هایی به شکل‌های لوزی و منشور‌های مستطیلی تا بلورهای بی‌شکل است. در بررسی‌های میکروسکوپی، فراوانی فنوکریست‌های الیوین نزدیک به 10 درصد حجمی ارزیابی شده ‌است. قطر این فنوکریست‌ها کمتر از 1 میلیمتر است؛ اما گاه به 2 میلیمتر نیز می‌رسد. همچنین، ریزبلورهای الیوین در زمینة بیشتر نمونه‌ها هستند. در برخی نمونه‌ها، بخش‌های حاشیه‌ای و گاه سراسرِ فنوکریست‌های الیوین ایدینگزیتی شده‌اند. برپایه نتایج به‏‌دست‏‌آمده از تجزیه نقاط گوناگونِ سطح این کانی، مقدار سازندة فورستریت در هستة فنوکریست‌های الیوین 77 تا 85 و در حاشیه آنها 74 تا 82 و در الیوین‌های زمینه 47 تا 65 درصد مولی است (جدول 3). بیشتر فنوکریست‌های الیوین ‌منطقه‌بندی عادی دارند.

 

 

 

شکل 4- ترکیب فلدسپار و پیروکسن در بازالت‌های باختر خاش (جنوب‌خاوری ایران): A) نمودار رده‌بندی پلاژیوکلاز (Smith and Brown, 1988)؛‌ B) نمودار رده‌بندی پیروکسن‌ها (Morimoto et al., 1988)


 

 

زمین‌شیمی

عنصر‏‌های اصلی: جدول 1 عنصر‏‌های اصلی در 13 نمونه سنگی آتشفشان‌های باختر شهرستان خاش را نشان می‏‌دهد. مقدار LOI در نمونه‌های بررسی‏‌شده از 51/0 تا 90/3 درصد وزنی بوده و میانگین آن برابر با 28/1 درصد وزنی است. افزون‌بر حاشیه‌های ایدینگزیتی پیرامون برخی فنوکریست‌های الیوین، این نمونه‌ها عموما دگرسانی چشمگیری ندارند‌؛ اما نمونه WK-11 از گدازه E، بسیار پر حفره بوده و کربنات ثانویه در بسیاری از بخش‌های آنها پدید آمده است. در این نمونه، غلظت Ca نیز بیشتر از نمونه‌های دیگر است (جدول 1). مقدار SiO2 در نمونه‌های بررسی‏‌شده از 04/48 تا 2/52 بوده و میانگین آن برابر با 5/50 است. ازاین‌رو، برپایه رده‏‌بندی پیشنهادیِ Le Maitre (2002)، همه نمونه‌ها (مگر دو نمونة WK-3 و WK-9 که در مرز بازالت و آندزیت‌بازالتی هستند) در گسترة بازالت‌ها جای می‏‌گیرند (شکل 5- A). عدد منیزیم (Mg#) در نمونه‌های بررسی‏‌شده از 61 تا 70 (و در یک نمونه برابر با 58) درصد وزنی است. مقدار بالای Al2O3 (از 49/16 تا 04/19 درصد وزنی)،‌ همراه با CaO بالا (44/8 تا 66/10 درصد وزنی) نشان دهندة فراوانی پلاژیوکلاز است و بازالت‌های بررسی‏‌شده را در گسترة کالک‏‌آلکالن و محتوای K2O (5/0 تا 1/1 درصد وزنی) آنها را در گسترة بازالت‌های کالک‏‌آلکالن با پتاسیم متوسط (Peccerillo and Taylor, 1976) جای می‏‌دهد (شکل 5- B).

 

 

 

شکل 5- جایگاه بازالت‌های باختر خاش (جنوب‌خاوری ایران) در: A) نمودار رده‏‌بندی سنگ‌های آتشفشانی (Le Maitre, 2002)؛‌ B) نمودار رده‏‌بندی شیمیایی SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛‌C) نمودار رده‏‌بندی شیمیایی Al2O3 در برابر Alkali Index (Kay and Kay, 1994)


 

 

برپایه رده‌بندی Kay و Kay (1994) و درصد وزنی Al2O3، این نمونه‌ها از رده بازالت‌های کالک‏‌آلکالن یا بازالت‌های پرآلومینوس هستند (شکل 5- C). افزون‌براین، برپایه ترکیب نورماتیو به‌دست‌آمده، همه نمونه‌ها الیوین نورماتیو دارند و بیشتر آنها دارای هیپرستن (4 تا 13 درصد) و کوارتز نورماتیو (45/0 تا 22/1 درصد) هستند و ازاین‌رو در رده ساب‌آلکالن جای می‏‌گیرند.

عنصر‏‌های فرعی: غلظت عنصر‏‌های فرعی در بازالت‌های بررسی‏‌شده در جدول 1 آورده شده است. اگرچه در فراوانی عنصر‏‌های اصلی، تغییرات ترکیبی ناچیز دیده می‌شوند (که با سرشت تکزادی و نزدیکی ویژگی‌های سنگ‌شناسی این سنگ‌ها همخوانی دارد)؛ اما عنصر‏‌های فرعی در آنها تغییرات چشمگیری نشان می‏‌دهند. برای نمونه، غلظت La از 5/12 تا 28، Ba از 132 تا 558، Sr از 450 تا 1331، و Zr و Nb به‌ترتیب از 99 تا 152 و 45/4 تا 2/13 قسمت در میلیون (ppm) است. الگوی REE بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت و نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب N-MORB برای بازالت‌های بررسی‏‌شده در شکل 6 نشان داده شده است.

همان‌گونه‌که نمودارهای تغییرات عنصر‏‌های خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت نشان می‏‌دهند (شکل 6- A)، عنصر Yb در سنگ‌های بررسی‏‌شده دارای غلظتی نزدیک به 10 برابر غلظت کندریتی آن و بدون آنومالی منفی است. همچنین، نسبت Tb/Yb نزدیک به 1 (برابر با 26/1) است که نبود تهی‏‌شدگی چشمگیر Yb و نبود فاز بجامانده گارنت در گوشته را نشان می‌دهد. آنومالی Eu که در بازه 87/0 تا 11/1 (میانگین برابر 98/0) است نشان‌دهندة جدایش ناچیز پلاژیوکلاز است.

 

 

 

شکل 6- الگوی تغییرات عنصر‏‌های سازندة بازالت‌های باختر خاش (جنوب‌خاوری ایران) در: A) نمودار REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)؛ (B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989) (در هر نمودار، ترکیب OIB برای مقایسه آورده شده و مقایسه نسبت‌ها در متن گفته شده است)

 

 

بازالت‌های باختر خاش از عنصر‏‌های LIL (در برابر عنصر‏‌های HFS و LRE) و از عنصر‏‌های LRE (در برابر عنصر‏‌های HRE) غنی‌شده هستند. برای نمونه، نسبت‌های Rb/Zr، Sr/Nb، Ba/La، Ce/Y و La/Yb چندین برابرِ (بیشتر از 19، 2، 9/4، 37/4 و 02/6 برابر) همین نسبت‌ها در ترکیب N-MORB هستند. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة بازالت‌های حاشیه‌های فعال قاره هستند (Wilson, 1989; Pearce and Peate, 1995). همچنین، برپایه نمودار عنکبوتی در شکل 6، B، الگوی تغییرات عنصر‏‌های ناسازگار بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه برای بازالت‌های باختر شهرستان خاش همانند ترکیب OIB است، با این تفاوت که در برابر ترکیب OIB، از عنصر‏‌های Nb و Ti بسیار تهی‌شده‌تر و از عنصر‏‌های Sr، Pb و تا اندازه‌ای Th، غنی‌شده‌تر هستند. این ویژگی‌ها از ویژگی‌های ماگماهای وابسته به پهنه فرورانش هستند (Pearce and Peate, 1995).

 

بحث

(الف) ویژگی‌های ماگمای خاستگاه:

ترکیب ماگمای نخستین به‏‌دست‏‌آمده از ذوب گوشته، بازالت‌هایی هستند که مقدار چشمگیری از عنصرهای Ni (ppm 500- 400) و Cr (بیشتر از ppm 1000) و Mg# نزدیک به 66 تا 75 (White, 2013)، SiO2 کمتر از 50 درصد وزنی دارند و فورستریتِ الیوین آنها بیشتر از 82 (Wilson, 1989) است. از دیدگاه محتوای نیکل و کروم و مقدار Mg#، بازالت‌های بررسی‏‌شده تفاوت‌های چشمگیری با ماگمای نخستین دارند. بیشینة مقدار Ni و Cr در بازالت‌های باختر خاش به‌ترتیب نزدیک به 150 و 340 قسمت در میلیون می‏‌رسد. همچنین، مقدار Mg# و MgO (مگر در دو نمونة WK-11 و WK-6) در نمونه‌های بررسی‏‌شده به‌ترتیب از 61 تا 70 و از 17/6 تا 23/8 است. افزون‌براین، ترکیب هسته الیوین (تا Fo85) در این بازالت‌ها نشان‏‌دهندة نزدیکی ترکیب آنها به ترکیب ماگماهای نخستین است. باید توجه داشت که در پهنه‌های فرورانش، ماگمای نخستین معمولاً در دسترس نیست (Kushiro, 2007) و بازالت‌های راه‌یافته به روی زمین پیامد جدایش الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز (به‌علت حضور آب با تأخیر انجام می‏‌شود.) از ماگمای نخستینی هستند که بیشتر از 10 درصد وزنی MgO داشته و بازالت‌هایی با MgO کمتر از 7 درصد وزنی را ساخته است (Crawford et al., 1987).

برای به‌دست‌آوردن ترکیب احتمالی پریدوتیتِ خاستگاه، الگوهای معکوس ذوب تعادلی و بخشی (Albarede, 1996) بر روی میانگین مافیک ترین بازالت‌های بررسی‏‌شده اعمال شده است. به دلیل نزدیکی قابل توجه ترکیب به دست آمده از این دو الگوی ذوب، تنها ترکیب‌های به‏‌دست‏‌آمده از ذوب تعادلی در شکل 7 نشان داده شده‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 7 دیده می‏‌شود، ترکیب به‏‌دست‏‌آمده برای پریدوتیت خاستگاه (پس از اعمال 2 تا 10 درصد ذوب‌بخشی معکوس غیر مودال (Albarede, 1996) روی بازالت‌های بررسی‏‌شده) یک پریدوتیت گوشته‌ایِ غنی‌شده است. مراد از الگوی ذوب معکوس همان الگوی ذوب‌بخشی است که در آن به‌جای به‌دست‌آوردن ترکیب مذابِ پدیدآمده، ترکیب C0 مجهولِ رابطه است و با به‌کارگیری ترکیب مذاب بازالتی به‌دست می‌آید. این پریدوتیت فرضی به ترکیب میانگین پریدوتیت‌هایِ افیولیت‌های فنوج – مسکوتان شباهت‌های چشمگیری دارد (Moslempour et al., 2011). افزون‌براین، در الگوی ذوب معکوس نسبت به پریدوتیت‌های فنوج – مسکوتان، ترکیب به‌دست‌آمده برای خاستگاه از عنصر‏‌های Y، Eu Sm، Th تا اندازه‌ای غنی بوده و از Nb و Sr بسیار غنی است؛ اما از Ba و تا اندازه‌ای از Cs تهی‌تر است (شکل 7). ترکیب به‌دست‌آمده از الگوی ذوب معکوس با پریدوتیت فنوج- مسکوتان مقایسه شد؛ زیرا دارای توالی‌های گوشته‌ای بسیاری است و داده‌های به‌دست‌آمده برای آن بیشتر از پریدوتیت‏‌های دیگر منطقه مکران در دسترس هستند.

پریدوتیت‌ فنوج- مسکوتان بخشی از افیولیت‌هایِ مزوزوییک پسین است (McCall 1997, 2003)؛ ازاین‌رو، ویژگی‌های پریدوتیت‌های گوشته‌ای پیش از تاثیر فرایندهای وابسته به فرورانش را نشان می‏‌دهند. پس هرگونه غنی‏‌شدگی در پریدوتیت‌ِ نمونه (پریدوتیت الگوسازی‌شده) در برابر پریدوتیت‌های فنوج – مسکوتان را می‏‌توان وابسته به مشارکت سیال‌های وابسته به فرایندهای فرورانشی در چنین سنگ خاستگاهی دانست. سیال‌هایِ فرض‌شده را می‏‌توان پیامد مشارکت رسوب‌ها و یا آبدهی لبه فرورونده برشمرد؛ هرچند تاثیر آلایش احتمالیِ پوسته‌ای را نباید نادیده گرفت. به‌کارگیری عنصر‏‌های ناسازگار و به‌ویژه نسبت دو عنصر ناسازگار با ضریب توزیع نزدیک به‌هم (به‌ویژه دربارة سنگ‌های بررسی‌شده که نزدیک به ترکیب نخستین انگاشته می‏‌شوند)، کارایی عوامل مربوط به جدایش بلورین در غنی‏‌شدگی این سنگ‌ها را به کمترین اندازه می‏‌رساند.

 

 

 

شکل 7- نمودار عنکبوتی نشان‏‌دهندة ترکیب پریدوتیت خاستگاه حاصل اعمال 2، 5 و 10 % ذوب تعادلی معکوس بر میانگین بازالت‌های باختر خاش (جنوب‌خاوری ایران). ترکیب‌های به‏‌دست‏‌آمده از الگوسازی ذوب معکوس، با ترکیب لرزولیت‌های فنوج- مسکوتان (Moslempour et al., 2011) مقایسه شده‌اند (توضیح بیشتر در متن آمده است)

 


(ب) غنی‏‌شدگی ماگما: مشارکت رسوب‌ها، لبة فرورونده یا آلایش پوسته‏‌ای؟

بازالت‌های بررسی‏‌شده از عنصر‏‌های انحلال‌پذیر یا متحرک (مانند: عنصر‏‌های LIL، به‌همراه La، Th، U و Pb) در برابر ترکیب N-MORB غنی شده‌اند. افزون‌براین، بالا‏‌بودن نسبت‌های Ba/La (Jicha et al., 2010)، Cs/Rb (Peate et al., 1997)، Th/Ce، Th/Nb (Elliott, 2003)، Th/La (Plank, 2005) و La/Sm (Labanieh et al., 2012) در برابر ترکیب N-MORB از ویژگی‌های آشکار ماگماهای کمانی و نشان‌دهندة مشارکت فاز سیال در غنی‌سازی گوشتة خاستگاه آنهاست (Peate et al., 1997; Hoang et al., 2011; Beaumais et al., 2013). از میان نسبت‌های یادشده، میانگین نسبت‌های Ba/La، و Cs/Rb در بازالت‌های بررسی‏‌شده به‌ترتیب 5/5 و 11 برابر بیشتر از ترکیب N-MORB هستند. همچنین، نسبت‌های Th/Ce، Th/Nb، Th/La و La/Sm (به‌ترتیب برابر 08/0، 4/0، 19/0 و 6/4) بیشتر از مقدار آنها در ترکیب N-MORB (02/0، 05/0، 05/0 و 95/0) هستند. افزون‌براین، نسبت‌های Rb/La، و Cs/La، در بازالت‌های بررسی‏‌شده (به‌ترتیب برابر 02/1 و 11/0) بیشتر از مقدار آنها در ترکیب N-MORB (22/0 و 009/0) هستند. ناسازگاری Rb و Cs در برابر La و گرایش آنها برای پیوستن به فاز سیال، از علت‌های اصلی بالارفتن این دو نسبت در ماگمای پدیدآمده در پهنه فرورانش هستند. شکل‌های 8- B و 8- B، غنی‏‌شدگی این بازالت‏‌ها در برابر ترکیب MORB غنی‌شده را نشان می‌دهند.

 

 

 

شکل 8- نمودارهای نشان‏‌دهندة مشارکت رسوب‌ها در پیدایش بازالت‌های باختر خاش (جنوب‌خاوری ایران): A) سرشت غنی‌شدة خاستگاه نمونه‌های بررسی‏‌شده در برابر ترکیب E-MORB. در این نمودار بازالت‏‌های بررسی‏‌شده در گسترة ماگماهای کمان‏‌های اقیانوسی و قاره‌ای (Pearce and Peate, 1997) هستند. غنی‏‌شدگی این بازالت‏‌ها در راستای دو پیکان A نسبت به محدوده ترکیبی MORB و B به ترتیب نشان‏‌دهندة مشارکت رسوب‌های در ماگمازایی و افزایش میزان غنی‏‌شدگی گوشته خاستگاه آنها است؛ B) رابطه معکوس دو نسبت Th/La و Sm/La در سنگ‌های بررسی‏‌شده که نشان‏‌دهندة آمیزش گوشته خاستگاه و مذاب پدیدآمده از رسوب‌های فرورانده است (خط‌چین سیاه‌رنگ برای نشان‌دادن رابطه معکوس دو نسبت رسم شده است)

 

 

سیال‌های بحرانی برخاسته از لبه فرورونده یا به‌صورت سیال‌های آبگین و یا به‌صورت مذاب سرشار از آب و سیلیس (Modjarrad, 2015; Ghadami et al., 2015) هستند.

افزون‌بر مذاب به‏‌دست‏‌آمده از ذوب لبه فرورونده (که بیشتر در پهنه‌های فرورانش جوان یا مناطقی با سرعت فرورانش چشمگیر پدید می‌آیند؛ Kelemen و همکاران، 2003)، سیال‌های آبگین پیامدِ آبزدایی از پوسته سرپانتینیتی‌شدة اقیانوسی (Alt et al., 2012; Bouilhol et al., 2015) یا رسوب‌های روی پوستة اقیانوسی (Plank and Langmuir, 1998; Alt and Shanks, 2006) و یا هر دوی اینها (Saunders et al., 1991; Xiao et al., 2014) هستند.

ستبرای رسوب‌های فرورانده به زیر پهنه‌های فرورانش جهان از کمتر از 100متر (در تونگا) تا بیشتر از 4 کیلومتر (در مکران) متغیر است (Plank and Langmuir, 1998). بیشتر از 50 درصد کل ورودی مواد رسوبی در راستای چهار حاشیه فعال قاره‌ای رخ می‏‌دهد که مکران یکی از این چهار پهنه است و بخش بزرگی از ورودی رسوب‌های آن، از رسوب‌های آواری هستند (Plank and Langmuir, 1998). برپایه درصد کم مواد بیوژنیک و غلبه ترکیب‌های آواری در این حاشیه‌های فرورانشی، می‏‌توان گفت که ترکیب ورودی‌های رسوبی در این مناطق همانند ترکیب میانگین پوسته بالایی است. از این رو، به‌سادگی نمی‌توان نقش رسوب‌های فرورانده در پیدایش ماگمای بازالتی را از آلایش ماگمای بازالتی به ترکیبات پوسته ای شناسایی کرد. همچنین،، برپایه ستبرای چشمگیر رسوب‌ها و در نتیجه رفتار دینامیکیِ پیچیده آنها در جبهه فرورانشی مکران، پیش‌بینی حجم میانگین رسوب‌های واردشده به گوشته در این پهنه با پیچیدگی‌های بسیاری روبرو است که پرداختن به آن، با وجود اهمیتش، در گنجایش این نوشتار نیست. در ادامه به بررسی امکان رویداد آلایش پوسته‌ای و سپس یافته‌های به‌دست‌آمده درباره مشارکت رسوب‌ها و لبه فرورونده در پیدایش بازالت‌های باختر خاش پرداخته شده است.

با وجود برخی پژوهش‌ها که نشان می‏‌دهند، ماگمای بازالتی می‏‌تواند از 5 تا 18 درصد به ترکیب‌های پوسته‌ای آلایش یابد (Barley, 1986; Aitcheson and Forrest, 1994; Reiners et al., 1995)، برپایه نزدیکی دمای لیکوییدوس و سالیدوسِ ماگمای بازالتی، برخی پژوهشگران دیگر آن را دارای توان کافی برای ذوب مقدار چشمگیری از ترکیب‌های پوسته‌ای و آلایش، پیش از تبلور ندانسته‌اند (McBirney, 2007; Glazner et al., 2007). به‌هر روی، می‏‌توان میان محتوای Mg سنگ با مقدار آلایش پوسته‌ای و جدایش رابطه وارونه‌ای را پیشنهاد کرد؛ زیرا هرچه محتوای Mg سنگ بیشتر باشد، ماگمای سازندة سنگ دمای کمتری را در پی جدایش و تبادل دما با محیط پیرامون خود از دست داده است؛ ازاین‌رو، امکان آلایش نیز در آن کمترین است (Plank and Langmuir, 1993). برپایه مقدار MgO، بازالت‌های بررسی‏‌شده تحولات چندانی را از سر نگذرانده‌اند و فرایندهای پوسته‌ای (مانند: جدایش بلورینِ کم فشار و آلایش به ترکیب‌های پوسته‌ای) در آنها در کمترین مقدار رخ داده است. افزون‌براین، پر حفره‌بودن این بازالت‌ها نشان‌دهندة محتوای گاز فراوانِ ماگما آنهاست. گاز فراوان ماگما، کاهش چگالی و افزایش نیروی محرکه رانش آنها به‌سوی پوسته را در پی داشته است و بالاآمدن مذاب را بسیار آسان کرده است (Couch et al., 2001). ازاین‌رو، کارایی جدایش بلورین و آلایش پوسته‌ای در افزایش عنصر‏‌های LIL، و Th و Pb را به کمترین اندازه ممکن رسانده است.

 

(پ) مشارکت رسوب‌های و لبه فرورونده:

فازهای سیال آزادشده از لبه فرورونده پوسته اقیانوسی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی همانند سیال‌های خروجی از رسوب‌های روی لبه را در ماگمای پدیدآمده در پهنه فرورانش پدید می‌آورند. همچنین، غنی‏‌شدگی از Th و REE در این گروه از ماگماها بیشتر به سیال‌های آزادشده از رسوب‌های فرورونده نسبت داده می‏‌شود تا سنگ‌کرة فرورونده اقیانوسی (Hawkesworth et al., 1993; Plank, 2005; Spandler and Pirard, 2013; Dokuz et al., 2013). به گفته دیگر، غنی‏‌شدگی از Th گواهی بر مشارکت رسوب‌ها و یا مشارکت سیال‌های فوق‌بحرانی یا پیدایش ماگمای آب‌دار دانسته شده‌اند (Beaumais et al., 2013; Xiao et al., 2014). مقدار Th در بازالت‌های بررسی‏‌شده از 2/2 تا 89/4 (قسمت در میلیون) تغییر می‏‌کند. از آنجایی‌که Th، در برابر La، انحلال‌پذیری بیشتری دارد، بیشتر در فاز سیال انباشته می‌شود؛ اما نسبت Sm/La برای ارزیابی میزان غنی یا تهی‏‌شدگی عنصر‏‌های LRE کارامد است. ازاین‌رو، همخوانی معکوس Th/La در برابر Sm/La بر مشارکت رسوب‌های فرورونده شده در ماگمازایی دلالت دارد (Plank, 2005; Tommasini et al., 2011). نمونه‌های بررسی‏‌شده در چنین نموداری در میان دو عضو پایانیِ گوشته غنی‌شده و ترکیب GLOSS و همچنین‌، رسوب‌های توربیدایتی میوسن گزارش‌شدة مکران (Jarrard and Lyle, 1991) جای می‏‌گیرند (شکل 8- B).

افزون‌بر سیال‌های به‏‌دست‏‌آمده از رسوب‌های فرورانده، غنی‏‌شدگی ماگما از Pb گواهی بر مشارکت سیال‌های به‏‌دست‏‌آمده از آبدهی پوسته اقیانوسی فرورونده شناخته می‏‌شود (Miller et al., 1994; Plank, 2005). در هنگام رویداد فرایندهای پدیدآورندة ماگماهای فرورانش (نسبت به فرایندهای پدیدآورندة ماگماهای OIB) عنصر Pb ناسازگارتر است (Miller et al., 1994). ازاین‌رو، نسبت Ce/Pb در ماگماهای وابسته به فرورانش معمولاً کمتر از OIB است. این نسبت در ماگماهای بررسی‏‌شده 64/1 تا 1/11 (میانگین: 4) و کمتر از میانگین آن در بازالت‌های OI (بیشتر از 20) است (White, 2013)؛ اما همانند ماگماهای پهنه‌های فرورانش است. این پدیده می‏‌تواند مشارکت پوسته اقیانوسی فرورونده را نشان دهد.

اگر ترکیب‌هارزبورژیت‌هایِ پیشنهادیِ Moslempour و همکاران (2011) برابر با ترکیب تهی‌شده‌ترین پریدوتیت‌های مکران باشد، آنگاه می‏‌توان با به‌کارگیری از الگوی آمیختگی دوتایی (Binary mixing) (Albarede, 1996) و برپایه فراوانی عنصر‏‌های La، Sm، Ce، Pb، و Th در مذاب پدیدآمده از 5 درصد ذوب تعادلی‌ هارزبورژیت‌های مکران (Moslempour et al., 2011)، و ترکیب GLOSS (Plank and Langmuir 1998) چنین برآورد کرد که مافیک‌ترین بازالت‌های خاش دستاورد مشارکت نزدیک به 16 درصدیِ رسوب‌های فرورانده هستند. همچنین، برپایه نسبت‌های ایزوتوپی به‌دست‌آمده برای یکی از رخنمون‌های بازالتی بررسی‏‌شده (87Sr/86Sr= 0.705139, 206Pb/204Pb= 18.639, 207Pb/204Pb= 15.612, 208Pb/204Pb= 38.665)، Saadat و Stern (2011) مشارکت رسوب‌ها و در پی آن، فرایند آلایش خاستگاه گوشته‌ای با سرب آزادشده از رسوب‌های فرورونده را در پیدایش این بازالت‌ها پیشنهاد کرده‌اند.

 

(ت)جدایش بلوری:

چنانچه اگفته شد، فرایند جدایش بلوری کانی‌ها در بازالت‌های بررسی‏‌شده نقش پر رنگی در افزایش فراوانی عنصر‏‌های ناسازگار نداشته است؛ هر‌چند، دارابودن فنوکریست‌های الیوین، رخداد جدایش بلوری پر فشار (McBirney, 2007) در این بازالت‌ها را نشان می‌دهد. آتشفشان‌های تکزاد باختر شهرستان خاش در فواصل کمابیش نزدیک (کمتر از 3 کیلومتر) از یکدیگر هستند و ازاین‌رو، می‏‌توان یک مخزن ماگمایی را برای همه آنها در نظر گرفت که ماگماهایی با جدایش‌یافتگی کم از آن خارج شده‌اند.

در نمودارهای‌هارکر بر پایه درصد MgO (شکل 9) روندهایی دیده نمی‌شوند که به‌گونه چشمگیری افزایش یا کاهش عنصر‏‌های را نشان دهند. تنها کاهش نسبی Cr و CaO، همراه با کاهش MgO، جدایش بلوری پیروکسن را (شکل‌های 9- A و 9- B) و روند تغییرات Ni در برابر MgO در نمودار‌های ‌هارکر نیز جدایش بلوری اندکِ الیوین (در نمونه‌های با MgO بیشتر از 7 درصد وزنی) را نشان می‌دهند (شکل 9- C).

جدایش پیروکسن و تا اندازه‌ای الیوین در نمودار Al2O3/CaO در برابر FeO/MgO نیز دیده می‌شود (شکل 9- D). آنومالی منفی بسیار کم Eu در بازالت‌های باختر خاش (میانگین برابر با 97/0)، نشان‏‌دهندة جدایش کمِ پلاژیوکلاز (Rollinson, 1993) است.


 

 

شکل 9- بازالت‌های باختر خاش (جنوب‌خاوری ایران) در نمودار تغییراتِ: A) CaO؛ B) Cr؛ C) Ni در برابر درصد MgO؛ D) نمودار تغییر نسبت CaO/Al2O3 در برابر عدد منیزیمی (Fe*/Mg)

 

 

نتیجه گیری

بازالت‌های باختر خاش ترکیبی نزدیک به بازالت‌های نخستین و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی ماگماهای حاشیه‌های فعال قاره دارند. این ویژگی‌ها وابستگی این سنگ‌ها به فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی عمان به زیر سنگ‌کرة قاره‌ای اوراسیا را نشان می‌دهد. بازالت‌های بررسی‏‌شده پیامد ذوب اندکِ (از 2 تا 10 درصد) یک گوة گوشته‌ای غنی‌شده با سیال‌های آزاد‌شده از آبدهی لبه فرورونده و رسوب‌های روی آن هستند. این بازالت‌ها پس از پیدایش دچار تحولات چندانی نشده‌اند. همچنین، اثر آلایش پوسته‌ای و جدایش بلوری در غنی‏‌شدگی آنها از عنصر‏‌های ناسازگار در کمترین اندازة ممکن بوده است.

سپاس‌گزاری

تجزیه‌ کانی‌ها به روش ریزکاو الکترونی نتیجه تلاش‌های بی‌دریغ آقای دکتر ‌هال در دانشگاه نیوبرانزیوک است. همچنین، داده‌های به‏‌دست‏‌آمده از تجزیه سنگ‌ها نتیجه پیگیری‌های آقای دکتر جورج سیاسیوس (شرکت اکمی- ترکیه) است. بدین‌گونه از همکاری آنها صمیمانه سپاسگزاری می‏‌شود. همچنین، نگارندگان از همراهی صحرایی و پشتیبانی لجستیکی آقایان عباس مسلمی و امان‌ا... آبچر سپاس‌گزار هستند. از داوران گرامی مجله پترولوژی برای بررسی و تصحیح این نوشتار سپاس‌گزاری می‌شود.

 

 

 

Aitcheson, S. J. and Forrest A. H. (1994) Quantification of crustal contamination in open magmatic systems. Journal of Petrology 35: 461-488.

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. The Geological Society of America Bulletin 103: 983–992.

Albarede, F. (1996) Introduction to Geochemical Modeling. Cambridge University Press, New York.

Alt, J. C. and Shanks, W. C. (2006) Stable isotope compositions of serpentinite seamounts in the Mariana Fore arc: serpentinization processes, fluid sources and sulfur metasomatism. Earth and Planetary Science Letters 242: 272–285.

Alt, J. C., Garrido, C. J., Shanks, W. C., Turchyn, A., Padrón-Navarta, J. A., López Sánchez-Vizcaíno, V., Gómez Pugnaire, M. T. and Marchesi, C. (2012) Recycling of water, carbon, and sulfur during subduction of serpentinites: A stable isotope study of Cerro del Almirez, Spain. Earth and Planetary Science Letters 327-328: 50-60.

Barley, M. E. (1986) Incompatible-element enrichment in Archean basalts: A consequence of contamination by older sialic crust rather than mantle heterogeneity. Geology 14: 947-950.

Beaumais, A., Chazota, G., Dosso, L. and Bertrand, H. (2013) Temporal source evolution and crustal contamination at Lopevi Volcano, Vanuatu Island Arc.Journal of Volcanology and Geothermal Research 264: 72–84.

Biabangard, H. and Moradian, A. (2008) Geology and geochemical evaluation of Taftan Volcano, Sistan and Baluchestan Province, southeast of Iran. Chinese Journal of Geochemistry 27: 356–369.

Bouilhol, P., Magni, V., van Hunen, J. and Kaislaniemi, L. (2015) A numerical approach to melting in warm subduction zones. Earth and Planetary Science Letters 411: 37-44.

Conrad, G., Montigny, R., Thuizat, R. and Westphal, M. (1981) Tertiary and quaternary geodynamics of southern Lut (Iran) as deduced from paleomagnetic, isotopic and structural data. Tectonophysics 75: 11–17.

Couch, S., Sparks, R. S. J., Carroll, M. R. (2001) Mineral disequilibrium in lavas explained by convective self-mixing in open magma chambers. Nature 411: 1037-1039.

Crawford, A. J., Falloon, T. J. and Eggins, S. (1987) Island arc high-alumina basalts are not primary, eclogite-derived magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 97: 417-430.

Dehghani, G., Makris, J. (1984) The gravity field and crustal structure of Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Abhandlungen 168: 215-229.

Dokuz, A., Uysal, I.., Siebel, W., Turan, M., Duncan, R. and Akcay, M. (2013)Post-collisional adakitic volcanism in the eastern part of the Sakarya Zone, Turkey: evidence for slab and crustal melting. Contributions to Mineralogy and Petrology 166:1443–1468.

Droop, G. T. R. (1987) A General Equation for Estimating Fe3+ Concentrations in Ferromagnesian Silicates and Oxides from Microprobe Analyses, Using Stoichiometric Criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Dupuy, C. and Dostal, J. (1978) Geochemistry of calc-alkaline volcanic rocks from southeastern Iran (Kouh-e-Shahsavaran). Journal of Volcanology and Geothermal Research 4: 363–373.

Elliott, T. (2003) Tracers of the slab. Geophysical Monograph Series 138: 23-45.

Ghadami, G., Ebadi, S. and Poosti, M. (2015) Petrography and geochemistry of Mio-Pliocene volcanic masses in the north of Shahre-Babak insight on neogene adakitic magmatism. Petrology 6(21): 107-122 (in Persian).

Glazner, A. F., Farmer, G. L., Hughes, W. T., Wooden, J. L. and Pickthorn, W. (2007) Contamination of basaltic magma by mafic crust at Amboy and Pisgah Craters, Mojave Desert, California. Journal of Geophysical Research 96: 13673–13691.

Hawkesworth, C. J., Hergt, J. M., Gallagher, K. and McDermott, F. (1993) Mantle and slab contributions in arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 21: 175-204.

Hoang, N., Itoh, J. and Miyagi, I. (2011) Subduction components in Pleistocene to recent Kurile arc magmas in NE Hokkaido, Japan. Journal of Volcanology and Geothermal Research 200: 255–266.

Huber, H. (1977) Geological Map of SE Iran, 1:1,000,000, No. 6, National Iranian Oil Company, Tehran.

Jarrard, R. D. and Lyle, M. (1991) High-resolution geochemical variations at sites 723, 728, and 731: A comparison of X-ray fluorescence and geochemical logs. Proceeding of Ocean Drilling Program, Scientific Results 117: 473–498.

Jicha, B. R., Smitm, K. E., Singer, B. S., Beard, B. L., Johnson, C. M. and Rogers, N. W. (2010) Crustal assimilation no match for slab fluids beneath Volcán deSanta María, Guatemala. Geology 38: 859–862.

Kay, S. M. and Kay, R. W. (1994) Aleutian magmas in space and time. In: The Geology of Alaska (Eds. Plafker, G. and Berg, H. C.) Decade of North American Geology, G-1: 687-722. Geological Society of America.

Kelemen, P. B., Yogodzinski, G. M. and Scholl, D. W. (2003) Longstrike variation in the aleutian island arc: genesis of high-Mg# andesite and implications for continental crust. In: Inside the Subduction Factory (Ed. Eiler, J.) Geophysical Monograph 138: 223–276. American Geophysical Union, Washington D. C.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277 - 279.

Kushiro, I. (2007) Origin of magmas in subduction zones: a review of experimental studies. Proceeding of The Japan Academy, Series B Physical and Biological Sciences 83: 1–15.

Labanieh, S., Chauvel, C., Germa, A. and Quidelleur, X. (2012) Martinique: a clear case for sediment melting and slab dehydration as a function of distance to the trench. Journal of Petrology 53: 2441-2464.

Le Maitre, R. W. (2002) Igneous Rocks; A Classification and Glossary of Terms. Cambridge University Press, New York.

McBirney, A. R. (2007) Igneous Petrology. 3rd edition, Jones and Bartlett, Ontario.

McCall, G. J. H. (1985) Area report, East Iran project. Geological Survey of Iran, Tehran.

McCall, G. J. H. (1997) The geotectonic history of the Makran and adjacent areas of southern Iran. Journal of Asian Earth Sciences 15: 517–531.

McCall, G. J. H. (2003) A critique of the analogy between Archaean and Phanerozoic tectonics based on regional mapping of the Mesozoic Cenozoic plate convergent zone in the Makran, Iran. Precambrian Research 127: 5-17.

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223-253.

Miller, D. M., Goldstein, S. L. and Langmuir, C. H. (1994) Cerium/lead and lead isotope ratios in arc magmas and the enrichment of lead in the continents. Nature 368: 514-519.

Modjarrad, M. (2015) Geochemistry of Bezow-Daghi volcanic rocks, Urmia adakitic magmatism in the Uromiehh-Dokhtar magmatic belt. Petrology 6(21): 123-140 (in Persian).

Moinevaziri, H. (1985) Volcanism tertiar et quaternair en Iran. PhD Thesis, Faculty of Siences, Orsay University, France.

Moinevaziri, H. (1998) An Introduction to Magmatism of Iran. Tehran University Press, Tehran (in Persian).

Moinevaziri, H. and Aminsobhani, A. (1978) The Taftan Volcano. Teacher Training University, Tehran.

Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A. K., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist 73: 1123–1133.

Moslempour, M. E., Khalatbari- Jafari, M., Morishita, T. and Ghaderi, M. (2011) Petrology and Geochemistry of Peridotites from Fannuj-Maskutan Ophiolitic Complex, Makran Zone, SE Iran. Iranian Quaterly Journal of Earth Sciences22: 181-196 (in Persian).

Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Chiu, H. Y. and Hua, X. (2014) On the magmatic record of the Makran arc, southeastern Iran: Insights from zircon U-Pb geochronology and bulk-rock geochemistry. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 15: 2151–2169.

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

Peate, D. W., Pearce, J. A., Hawkesworth, C. J., Collet, H., Edwards, C. M. H. and Hirose, K. (1997) Geochemical Variations in Vanuatu Arc Lavas: The Role of Subducted Material and a Variable Mantle Wedge Composition. Journal of Petrology 38: 1331-1358.

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks of the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63- 81.

Plank, T. (2005) Constraints from Thorium/Lanthanum on Sediment Recycling at Subduction Zones and the Evolution of the Continents. Journal of Petrology 46: 921-944.

Plank, T. and Langmuir, C. H. (1993) Tracing trace elements from sediment input to volcanic output at subduction zones. Nature 362: 739–743.

Plank, T. and Langmuir, C. H. (1998) The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle. Chemical Geology 145, 325–394.

Raeisi, D., Moeinzadeh Mirhosseini, S., Abbasnejad, A. and Dargahi, S. (2013) Evaluation of evolution and emission of Gandom Berian's basaltic flows-north of Shahdad, Kerman. Petrology 4(13): 81-98 (in Persian).

Reiners, P. W., Nelson, B. K. and Ghiorso, M. S. (1995) Assimilation of felsic crust by basaltic magma: Thermal limits and extents of crustal contamination of mantle-derived magmas. Geology 23: 563-566.

Rollinson, H. (1993) Using Geochemical Data: Evolution, Presentation, Interpretation. Longman, Essex, England.

Saadat, S. and Stern, C. R. (2011) Petrochemistry and genesis of olivine basalts from small monogenetic parasitic cones of Bazman stratovolcano, Makran arc, southeastern Iran. Lithos 125: 607–619.

Saunders, A. D., Norry, M. J. and Tarney, J. (1991) Fluid influence on the trace element composition of subduction zone magmas. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 335: 377-392.

Smith, J. V. and Brown, W. L. (1988) Feldspar minerals. Voloum I, Springer-Verlag, Berlin.

Spandler, C. and Pirard, C. (2013) Element recycling from subducting slabs to arc crust: A review. Lithos 170-171: 208-223.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special publications 42: 313-345.

Tommasini, S., Avanzinelli, R. and Conticelli, S. (2011) The Th/La and Sm/La conundrum of the Tethyan realm lamproites. Earth and Planetary Science Letters 301: 469–478.

White, W. M. (2013) Geochemistry. First edition, Wiley- Black Well, Chichester.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman Ltd, London.

Xiao, Y., Niu, Y., Li, H., Wang, H., Liu, X. and Davidson, J. (2014) Trace element budgets and (re) distribution during subduction-zone ultrahigh pressure metamorphism: Evidence from Western Tianshan, China. Chemical Geology 365: 54-68.

Zarifi, Z. (2006) Unusual subduction zones: case studies in Colombia and Iran. PhD thesis, University of Bergen, Bergen, Norway.