زمین‌شیمی سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند) و کاربرد آن در بررسی تحولات پهنه سیستان (خاور ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

2 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران.

3 گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

چکیده

منطقه بررسی‏‌شده در جنوب گزیک (خاور بیرجند) و حاشیه خاوری پهنه جوش‌خورده سیستان در استان خراسان جنوبی است. سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده به‌صورت واحدی با روند کمابیش شمالی- جنوبی رخنمون دارند. این سنگ‏‌ها بیشتر شامل گدازه‌های حدواسط مانند آندزیت و آندزیت- بازالت هستند. برپایه روابط صحرایی و سن‌سنجی فسیلیِ سنگ‏‌های آهکی، سن این سنگ‏‌ها نزدیک به کرتاسه پسین (ماستریشتین) است. از دیدگاه سنگ‌نگاری، پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی در بیشتر نمونه‌هاست. همچنین، کلینوپیروکسن مهم‌ترین فاز فرومنیزین و اکسیدهای آهن- تیتانیم نیز کانی فرعی معمول در بسیاری از نمونه‌ها هستند. نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت برای این سنگ‏‌ها با غنی‌شدگی ملایم عنصرهای خاکی نادر سبک به سنگین و نسبت (La/Yb)N از 71/2 تا 68/8 شناخته می‌شود. از سوی دیگر، ویژگی‏‌های شیمیایی این سنگ‏‌ها، مانند غنی‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل سبک (مانند: K، Rb و Ba) و تهی‌شدگی از عنصرهای با قدرت میدان بالا (مانند: Nb، Ta و Ti) همانندِ ماگماتیسمِ پهنه‌های فرورانشی هستند. برپایه تمرکز عنصرهای فرعی و کمیاب، سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک بسیار همانندِ سنگ‏‌های جزایر کمانی است. همچنین، تمرکز عنصرهای کمیاب در سنگ‏‌ها نشان می‏‌دهد سیال‏‌های پهنه‌ فرورانشی در فرایند غنی‌شدگی خاستگاه گوشته‏‌ای مذاب نقش مهمی داشته‌اند. با در نظر گرفتن پهنه‌ زمین‌ساختیِ پیدایش این ولکانیسم، در زمان کرتاسه پسین، در پهنه سیستان پهنه فرورانشی فعالی وجود داشته است و این نکته با برخورد بلوک‌های قاره‌ای لوت و افغان در زمانی پیش از پایان کرتاسه همخوانی ندارد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry of volcanic rocks from the south of Gazik (east of Birjand): implications for the evolution of Sistan Ocean (eastern Iran)

نویسندگان [English]

  • Morteza Delavari 1
  • Asghar Dolati 2
  • Emad Alipoorian 3
1 Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
2 Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
3 Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
چکیده [English]

The study area is located the south of Gazik (east of Birjand) and along the eastern margin of the Sistan suture zone. The south of Gazic volcanics crop out as a north- south trending unit. They are predominantly intermediate extrusives including andesite and basaltic- andesite. Based on field relationships and the age of adjacent sedimentary rocks, the volcanics are late- Cretaceous (Maastrichtian) in age. Petrographically, plagioclase is the predominant phase and clinopyroxene appears as the main ferromagnesian mineral. The chondrite- normalized rare earth element (REE) patterns are characterized by moderate light REE (LREE) enrichment relative to heavy REE (HREE) and the ratio of (La/Yb)N in the ranges of 2.71 to 8.68. Furthermore, the chemical characteristics of the volcanics including enrichment of large ion lithophile elements (LILE) like K, Rb and Ba and depletion of high field strength elements (HFSE) like Nb, Ta and Ti are similar to subduction zone magmatism. Based on trace element concentrations, it seems that the melts were derived from a mantle wedge intensely modified by subduction zone fluids. Considering minor and trace element contents, the studied rocks are more similar to island arc volcanics. Therefore, the Sistan Ocean has probably recorded an active subduction zone in the late Cretaceous, which is in conflict with the pre- late Cretaceous Lut and Afghan continental collision.

کلیدواژه‌ها [English]

  • volcanic rocks
  • late- Cretaceous
  • Sistan Ocean
  • eastern Iran

منطقه بررسی‏‌شده بخشی از پهنه جوش‌خورده سیستان (Tirrul et al., 1983) و یا رشته کوه‌های خاور ایران (Alavi, 1991) است. این پهنه با راستای کمابیش شمالی- جنوبی، از بیرجند تا زاهدان کشیده شده‌ است. در واقع، پهنه جوش‌خورده سیستان جداکننده دو خردقارة لوت (در باختر) و افغان (در خاور) است و برپایه سرشت زمین‌شناختی متفاوت‌اش از مناطق پیرامونی به‌صورت یک پهنه جداگانه شناخته شده است (Tirrul et al., 1983). در این پهنه، سنگ‌های آذرین گستردگی بسیاری دارند. در این میان، سنگ‌های آتشفشانی بیشترین رخنمون‌ها را دارند؛‌اما توده‌های آذرین دورنیِ پراکنده‌ای نیز در بخش‌های گوناگون برونزد دارند. گسترده‌ترین رخنمون‌ سنگ‏‌های آذرین درونی در بخش جنوبی پهنه (گرانیتویید زاهدان) است (Sadeghian et al., 2005). سن‌سنجی ایزوتوپی اورانیم- سرب بر روی توده‌های گرانیتوییدی زاهدان نشان‏‌دهندة سنی نزدیک به 40 تا 44 میلیون سال پیش (ائوسن میانی) است (Mohammadi et al., 2016). همچنین، توده‌های آذرین درونی دیگری نیز در بخش‌های میانی و شمالی پهنه سیستان یافت می‌شوند (Camp and Griffis, 1982). پلوتون گرانیتوییدی بی‌بی‌مریم یکی از آنهاست. سن‌سنجی به روش اورانیم- سرب نشان‏‌دهندة سن پالئوسن (2±58 میلیون سال) برای این پلوتون است (Delavari et al., 2014). سن‌سنجی ایزوتوپی روی سنگ‌های آذرین بیرونیِ پهنه جوش‌خورده سیستان نیز نشان می‌دهد بیشتر رویدادهای آتشفشانی در زمان ائوسن- الیگوسن روی داده‌اند. داده‌های سنی روش آرگون- آرگون و اورانیم- سرب روی این سنگ‏‌ها نشان‌دهنده بازة سنی از 46 تا 25 میلیون سال پیش (ائوسن میانی تا الیگوسن پایانی) است (Pang et al., 2013; Zarrinkoub et al., 2010). با اینکه بیشتر رویدادهای آذرین این پهنه در سنوزوییک روی داده‌اند؛ اما سن ماگماتیسم تا کرتاسه پسین نیز می‌رسد.

سنگ‏‌های آتشفشانی زیردریایی کرتاسه پایانی (موضوع این پژوهش) بخشی از کهن‌ترین سنگ‌های آتشفشانی پهنه جوش‌خورده سیستان به‌شمار می‌روند که در بخش‌های خاوری پهنه رخنمون دارند (Camp and Griffis, 1982). اگرچه برای این سنگ‏‌ها، هیچ داده سن‌سنجی ایزوتوپی در دسترس نیست، برپایه نقشه‌های زمین‌شناسی، سن کرتاسه پایانی (ماستریشتین) نیز برای آنها گزارش شده است (Guillou et al., 1981a; Guillou et al., 1981b). از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی، سنگ‏‌های ماگمایی پهنه جوش‌خورده سیستان گوناگونیِ چشمگیری دارند. این سنگ‏‌ها به‌ترتیبِ جوان‌شدگی عبارتند از: سنگ‌های آذرین بیرونیِ کالک‏‌آلکالن کرتاسه پایانی- پالئوسن، سنگ‌های آذرین بیرونی و درونیِ کالک‏‌آلکالن ائوسن -الیگوسن، سنگ‌های آذرین بیرونیِ آلکالن الیگوسن، سنگ‌های آذرین بیرونی و درونیِ کالک‏‌آلکالن میوسن و سنگ‌های آذرین بیرونیِ آلکالن نئوژن هستند (Camp and Griffis, 1982; Delavari et al., 2013; Mohammadi et al., 2011; Pang et al., 2013).

هدف این پژوهش، بررسی روابط صحرایی، سن نسبی و زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آتشفشانی کرتاسه پسین در بخش خاوری پهنه جوش‌خورده سیستان (جنوب گزیک) است. برپایه آنچه پیشتر گفته شد، این سنگ‏‌ها بخشی از کهن‌ترین واحدهای آتشفشانی پهنه جوش‌خورده سیستان دانسته شده‏‌اند. بررسی‌هایی که پیش از این دربارة سنگ‏‌های آتشفشانی پهنه جوش‌خورده سیستان انجام شده‌، بیشتر به ماگماتیسم پالئوژن و جوان‌تر پرداخته‌اند (Delavari et al., 2013; Pang et al., 2013; Pang et al., 2012)؛ اما دربارة سنگ‏‌های بررسی‌‌شده در این پژوهش بررسی زمین‌شیمیایی دقیقی انجام نشده است. دربارة رویدادهای پایان کرتاسه در پهنه سیستان پیشنهادهای گوناگون داده شده است؛ به‌گونه‌ای‌که برخی بر این باورند که حیات اقیانوس سیستان تا پس از کرتاسه بوده است (Camp and Griffis, 1982; Delavari et al., 2014; Tirrul et al., 1983) و برخی به برخورد قاره- قاره در زمانی پیش از کرتاسه پایانی باور دارند (Zarrinkoub et al., 2012)؛ ازاین‌رو، بررسی سنگ‏‌های آتشفشانی کرتاسه پسین ویژگی‌های پهنه پس از برخورد یا پیش از برخورد قاره- قاره را نشان می‌دهد و نقش کلیدی و مهمی در بحث رویدادهای پهنه اقیانوسی سیستان دارد.

 

زمین‌شناسی عمومی و بررسی‌های صحرایی

از دیدگاه سنگ‌شناسی، واحدهای گوناگونی (مانند: برونزدهای گستردهة افیولیتی، فلیش، رسوبی‌های دریای کم‌ژرفا تا ژرف، سنگ‏‌های آذرین درونی و بیرونی و دگرگونه‌هایی با درجه‌های گوناگون) در پهنه جوش‌خورده سیستان دیده می‌شوند. به باور برخی پژوهشگران، واحدهای آذرینِ گروه چشمه‌استاد که برپایه روش پتاسیم- آرگون (سن 79 تا 83 میلیون سال پیش) و نیز روابط چینه‌شناسی سن کرتاسه پسین دارند (Tirrul et al., 1983)، سرشت ریفتی (؟) دارند و ازاین‌رو، اقیانوس سیستان باید در بازة زمانی کرتاسه پسین و در پی ریفتینگ میان خرده بلوک‌های قاره‌ای لوت و افغان پدید آمده باشد (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983). ویژگی‌های فسیل‌شناختی رادیولاریت‌ها در منطقه سولابست (جنوب‌خاوری بیرجند) نشان داده‌اند که واحدهای رسوبی کرتاسه پیشین (آپسین- آلبین) نیز در این پهنه حضور داشته‌اند (Babazadeh and De Wever, 2004; Babazadeh et al., 2007)؛ پس سن پهنه سیستان تا کرتاسه پیشین نیز می‌رسد. داده‌های سن‌سنجی‌ ایزوتوپی اورانیم- سرب روی گابروهای افیولیت بیرجند نیز سنی نزدیک به 107 و 113 میلیون سال پیش (پایان کرتاسه پیشین) را نشان می‌دهند (Zarrinkoub et al., 2012). این سن نیز سنی بیشتر از کرتاسه پسین را نشان می‌دهد. سن‌سنجی‌های ایزوتوپی به روش‌های گوناگونِ روبیدیم- استرونسیم، آرگون- آگون و اورانیم- سرب روی دگرگونه‌های فشاربالا و اپیدوت- آمفیبولیت‌های کمپلکس رتوک (خاور بیرجند)، سنی نزدیک به 85 تا 87 میلیون سال پیش را نشان می‌دهند (Bröcker et al., 2013). به‌طور منطقی، این دگرگونه‌ها که از سنگ‌مادر افیولیتی پدید آمده‌اند باید نشان‏‌دهندة دست‌کم سنی کهن‌تر از اواسط کرتاسه برای پیدایش سنگ‌کرة اقیانوسی پهنه سیستان باشند.

دربارة زمان بسته‌شدن پهنه اقیانوسی سیستان نیز دیدگاه‌های گوناگونی هست. برخی زمان بسته‌شدن پهنه را کرتاسه پسین دانسته‌اند (Zarrinkoub et al., 2012)؛ اما برخی دیگر بسته‌شدن پهنه را در زمانی پس از کرتاسه می‌دانند (Camp and Griffis, 1982; Delavari et al., 2014; Tirrul et al., 1983).

محدوده بررسی‏‌شده در جنوب گزیک (خاور بیرجند) در محدوده نزدیک به ´30°32 تا ´00°33 عرض جغرافیایی شمالی و ´15°60 تا ´30°60 طول جغرافیایی خاوری جای دارد. در محدوده بررسی‏‌شده رخنمون‌های افیولیتی کهن‌ترین مجموعه‌های سنگی هستند و در کنار آنها، رخنمون‌های دیگری از سنگ‏‌های رسوبی فلیشی کرتاسه و ائوسن، آهک‌های کرتاسه تا پالئوسن، نهشته‌های آواریِ ائوسن و سنگ‌های آتشفشانی دیده می‌شوند (شکل 1- B).


 

 

شکل 1- A) جایگاه ایران و پهنه جوش‌خورده سیستان در بخشی از سیستم کوهزایی آلپ- هیمالیا، B) نقشه زمین‌شناسی ساده‌شده منطقه جنوب گزیک (خاور بیرجند) (با رسم دوباره پس از Guillou و همکاران (b1981)

 

 

برپایه بررسی روابط چینه‌شناسی و سن‌سنجی فسیلی، سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده سن کرتاسه پسین (ماستریشتین) دارند. از دیدگاه فضایی، رخنمون این سنگ‏‌ها به‌صورت یک نوار دراز با درازای نزدیک به 200 کیلومتر و روند شمالی- جنوبی از جنوب آهنگران (شمال‌خاوری بیرجند) تا جنوب‌خاوری نهبندان است. در سطح رخنمون، ستبرای واحد آتشفشانی تا 500 متر نیز می‌رسد. بیشتر این سنگ‏‌ها توده‌ای هستند و برپایه رنگ تیره‌تر نسبت به رسوبی‌های پیرامون‌شان روی زمین به‌خوبی شناسایی می‌‌شوند (شکل‌های 2- A تا 2- C). همراهی این سنگ‏‌ها با رسوب‌های دریایی نشان‏‌دهندة فوران زیرآبی این سنگ‏‌های آتشفشانی است (شکل‌های 2- B و 2- C).

 

 

 

شکل 2- نمایی صحرایی از سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند). A) نمای کلی از واحد آتشفشانی با ریخت‌شناسیِ فرسایش‌یافته و تپه ماهوری؛ A، B) جای‌گیری واحد آتشفشانی با مرز چینه‌شناختی در زیر سنگ آهک‏‌های صخره‌ساز و رنگ روشن به سن کرتاسه پسین- پالئوسن؛ D) نمایی نزدیک از مرز واحد آتشفشانی و سنگ آهک کرتاسه پسین (ماستریشتین) نشان‌دهنده یک مرز چینه‌شناختی است؛ E) حالت توده‏‌ای و شکستگی‏‌های نامنظم پدیدآمده در پی فرایندهای زمین‌ساختی و فرسایش در سنگ‏‌های آتشفشانی؛ F) سنگ آهک‏‌های ریفی پالئوسن با ساخت توده‏‌ای و رنگ روشن

 


سنگ‏‌های آتشفشانی در صحرا بیشتر به رنگ قهوه‌ای تا قهوه‌ای تیره دیده می‌شوند (شکل 2- E). در نمونه دستی، سنگ‏‌ها آفانیتیک هستند و درشت‌بلورهای کمی در آنها دیده می‏‌شوند؛ اگرچه در برخی سنگ‌های آندزیتی، فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز به‌خوبی دیده‌ می‌شوند. گاه سنگ‏‌های آندزیت‌بازالتی بافت حفره‌دار نشان می‏‌دهند و حفره‌ها کمابیش با کانی‏‌های ثانویه (مانند: کلسیت، زئولیت و سیلیس) پر شده‏‌اند. در نزدیک به 10 کیلومتری خاور روستای درح، واحد آتشفشانی با رابطه عادی چینه‌شناختی در زیر آهک‌های کرتاسه پسین تا پالئوسن پیشین جای گرفته است (شکل‌های 2- B و 2- D) و همین نیم‌رخ گواه خوبی بر سن کرتاسه پسین برای این واحد آتشفشانی است. برخی سنگ‌های آهکی دارای فسیل‏‌های شاخص ماستریشتین من جمله Orbitoides apiculata و Omphalocyclus macroporus هستند. این سنگ‌های آهکی با مرز پیوسته با آهک‏‌های ریفی پالئوسن پوشیده می‏‌شوند و به رنگ روشن، توده‏‌ای و صخره‌ساز هستند (شکل 2- B، 2- C و 2- F). فسیل‏‌های Ranikothalia sp. و Miscellanea sp. از فسیل‏‌های نشان‌دهندة سن پالئوسن هستند.

در بررسی‌های پیشین پهنه جوش‌خورده سیستان، این سنگ‏‌های آتشفشانی به‌نام سازند کافری نامیده شده‌اند (Tirrul et al., 1983). سازند کافری از روانه‌ها، سنگ‏‌های پیروکلاستیک و مشتقات اپی‌کلاستیک مربوط به آنها ساخته‌شده است. این سازند در مرز خاوری پهنه سفیدابه جای دارد و به‌صورت میان‌لایه با نهشته‌های دریایی کرتاسه و پالئوسن پهنه سفیدابه گزارش شده است. این سازند روی سازند دربند- باد جای داشته و تا کربنات‌های پالئوسن زیرین امتداد می‌یابد. کهن‌ترین سنگ‌های آن نیز بازالت‏‌های بالشی و توده‏‌ای و روانه‌های آندزیتی به سن کرتاسه پسین هستند.

 

روش انجام پژوهش

برای انجام این پژوهش، شمار 70 نمونه سنگی از سنگ‌های آذرین و رسوبی گوناگون برداشت شد. سپس از همه نمونه‌ها مقاطع نازک ساخته و بررسی‏ شد. پس از بررسی‌های میکروسکوپی و بررسی ویژگی‌های سنگ‌نگاری، شمار 10 نمونه از سنگ‏‌های آتشفشانی که دگرسانی کمتری داشتند برای بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی برگزیده شدند. نمونه‌های یادشده نخست به تکه‌های نزدیک به کمتر از 1 سانتیمتر‌مکعب خرد و تا جایی‌که امکان داشت بخش‌های سطحی و دگرسان‌ آنها کنار گذاشته شد. فرایند نرمایش (تهیه پودر) نمونه‌ها در مرکز فرآوری مواد معدنی ایران با دستگاه تنگستن کارباید انجام شد. در همه مراحل آماده‌سازی، حساسیت‌های لازم برای جلوگیری از هرگونه آلایش احتمالی منظور شد. پس از ساخت پودر، نمونه‌ها به دانشگاه ETH سوییس فرستاده شدند. عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی و کمیاب با روش XRF و روی قرص‌های آماده‌شده اندازه‌گیری شدند. این کار با به‌کارگیری پرتوسنج WDXRF و در 4/2 KV انجام شد. برای اندازه‌گیری عنصرهای خاکی نادر و برخی از عنصرهای فرعی و کمیاب دیگر از روش LA-ICP-MS بهره گرفته شد. برای این‌کار، نخست قرص‌های یادشده ذوب شدند. از هر قرص سه نقطه جداگانه (با قطر 90 میکرون) برگزیده شدند و سپس هر کدام با زمان 1 دقیقه، دانسیته انرژی 15 ژول بر سانتیمتر مربع و فرکانس 12 هرتز تجزیه شد. غلظت CaO به‏‌دست‌آمده از XRF برای استاندارد داخلی به‌کار برده شد.

 

سنگ‌نگاری

از دیدگاه سنگ‌نگاری سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده بیشتر در محدوده آندزیت و آندزیت- بازالت هستند؛ اگرچه ترم‌های اسیدی‌تر داسیتی نیز یافت می‌شود. همچنین، سنگ‏‌ها بیشتر گدازه‌ای بوده و حجم مواد آذرآوری به‌نسبت کمتر است.

کلینوپیروکسن- آندزیت‌ها: در این سنگ‏‌ها، بافت پورفیری تا میکرولیتی پورفیری معمول است. فنوکریست‌ها که 30 تا 40 درصد حجمی را در برگرفته‌اند بیشتر پلاژیوکلاز هستند. بیشینة اندازه فنوکریست‌های پلاژیوکلاز تا 5 میلیمتر نیز می‌رسد. این کانی معمولاً نیمه‌شکل‌دار تا گاه شکل‌دار است. پلاژیوکلاز معمولاً با ماکل تکراری شناخته می‌شود. از نکته‌های مهم این است که با اینکه این سنگ‏‌ها بیرونی هستند، اما در زیر میکروسکوپ، زونینگی در پلاژیوکلازها دیده نمی‌شود. در هر روی، در برخی نمونه‌ها، نشانه‌های نبود تعادل پلاژیوکلاز با مذاب دربرگیرنده به‌صورت بافت غربالی (شکل 3- D) و یا هضم و خورده‌شدگی مرز کانی‌ها دیده می‌شود. همچنین، درصد حجمی فنوکریست‌های کلینوپیروکسن نیز از کمتر از 1 تا نزدیک به 6 درصد حجمی است (شکل 3- A).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از ویژگی‌های بافتی سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند). A) نمونه کلینوپیروکسن- آندزیتی با بافت میکرولیتیک‌پورفیری و مجموعه فنوکریستیِ کلینوپیروکسن (Cpx) و پلاژیوکلاز (بیشتر کانی‌ها نیمه‌شکل‌دار هستند)؛ B) بافت سری‌ایت در آندزیت‌ها که کانی‌ها با انداز‌های گوناگون هستند و بیشتر فنوکریست‌ها پلاژیوکلاز هستند؛ C، D) فنوکریست‌های پلاژیوکلاز گاه کمابیش سالم بوده است (تصویر C) و گاه بافت غربالی نشان می‌دهند ( تصویر D) (همه تصویرها در نور XPL هستند)

 


کلینوپیروکسن بیشتر به‌صورت میکروفنوکریست‌های با اندازه کوچک‌تر از 1 میلیمتر و گاه بیش از 1 میلیمتر دیده می‌شود. کلینوپیروکسن‌ها بیشتر نیمه‌شکل‌دار هستند (شکل 3- A)؛ هرچند گاه برخی کمابیش شکل‌دار هستند. کانی‌های زمینه سنگ نیز همانند مجموعه فنوکریستیِ پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن هستند. در زمینه سنگ بافت اینترسرتال (که در آن کانی‌های ریز کلینوپیروکسن و به‌طور بخشی شیشة نامتبلور، فضای میان میکرولیت‌های پلاژیوکلاز را پر می‌کند) معمول است. برپایه رابطه کانی‌ها روند تبلور به‌صورت پلاژیوکلاز ← پلاژیوکلاز + کلینوپیروکسن دانسته می‌شود. نمونه‌ها گاه بافت حفره‌ای یا وزیکولار نیز دارند و در آنها حفره‌ها بیشتر با کلسیت پر شد‌ه‌اند. در برخی نمونه‌ها نیز حفره‌ها با کوارتز و زئولیت پر شده‌اند. میزان دگرسانی در نمونه‌ها متغیر است. گاه کانی‌ها کاملاً سالم (شکل 3- C) و گاه دگرسانی چشمگیری نشان می‌دهند. فراورده‌های دگرسانی در پلاژیوکلاز بیشتر به‌صورت سریسیتی و کلسیتی‌شدن است. البته اپیدوتی‌شدن نیز در برخی نمونه‏‌ها دیده می‌شود. کانی‏‌های کدر (اکسیدهای آهن- تیتانیم) مهم‌ترین فازهای فرعی هستند. از دیدگاه فراوانی مودال، مقدار کانی‏‌های کدر گاه تا نزدیک به 10 درصد حجمی نیز می‏‌رسد. کانی‏‌های کدر بیشتر به‌صورت دانه‏‌های ریز (کمتر از 1 میلیمتر) و بی‌شکل، فضای میان کانی‏‌های زمینه سنگ (فضای اینترستیشیال) را پر می‏‌کند. گاه کانی‏‌های کدر قالب بلورهای تجزیه‌شده پیشین (کانی‏‌های فرومنیزین) را پر می‏‌کنند و این پدیده نشان می‏‌دهد این کانی‏‌ها فراورده‌های ثانویه پدیدآمده از تجزیه کانی‏‌های فرومنیزین، به‌ویژه کلینوپیروکسن، هستند.

آندزیت‌ها: در این سنگ‏‌ها بافت سری‌ایت (شکل 3- B)، میکرولیتی پورفیری و یا هیالوپورفیری دیده می‌شود. فنوکریست‌ها بیشتر پلاژیوکلاز هستند و کلینوپیروکسن یا دیده نمی‌شود و یا اینکه تنها در زمینه سنگ یافت می‌شود. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز بیشتر نیمه‌شکل‌دار هستند و بیشتر آنها اندازه کمتر از 3 میلیمتر دارند. فراوانی حجمی فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز از 30 تا 50 درصد حجمی است. پلاژیوکلازها در آندزیت‏‌ها به‌طور معمول با ماکل تکراری شناخته می‏‌شوند. گهگاه چه‌بسا هورنبلند سالم نیز در برخی نمونه‌های آندزیتی یافت می‌شود. اکسیدهای آهن- تیتانیم شناخته‌شده‌ترین کانی‌های فرعی در نمونه‏‌های آندزیتی هستند. این کانی‌ها بیشتر به‌صورت دانه‏‌های بی‌شکل و ریز (کوچک‌تر از 1 میلیمتر) در زمینه سنگ پراکنده هستند. فراوانی مودال اکسیدهای آهن– تیتانیم در نمونه‏‌های گوناگون متغیر است؛ اما در بیشتر نمونه‏‌ها دست‌کم 2 تا 3 درصد حجم سنگ را دربرگرفته‌اند. آندزیت‏‌ها کمابیش دچار دگرسانی شده‏‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که پلاژیوکلازها تا اندازه‌ای به کانی‏‌های ثانویه‏‌ (مانند: کلسیت و کانی‏‌های رسی) تجزیه شده‏‌اند. گویا بخشی از کانی‏‌های کدر نیز فراورده‌های ثانویه دگرسانی کانی‏‌ها باشند؛ زیرا به‌صورت پرکننده قالب کانی‏‌های نخستین دیده می‏‌شوند.

آندزیت- بازالت‌ها: در این سنگ‏‌ها بافت اینترسرتال تا پورفیری معمول است. در برخی نمونه‏‌ها، حجم فنوکریست‌ها چشمگیر نیست (کمتر از 5 درصد حجمی) و بیشتر از زمینه دانه‌ریز ساخته شده‌اند. این سنگ‏‌ها در نمونه دستی نیز آفانیتیک هستند و بلورهایی ندارند که با چشم نامسلح دیده شوند. بلورهای درشت‌تر آنها (پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن) بیشترشان به‌اندازة میکروفنوکریست‌ (با اندازه کوچک‌تر از 1 میلیمتر) هستند. در برخی نمونه‌های آندزیت- بازالتی دیگر، کانی‌شناسی اندکی متفاوت است به‌گونه‌ای‌که میکروفنوکریست‌ها بیشتر کلینوپیروکسن و کمتر پلاژیوکلاز هستند. در این سنگ‏‌ها نیز بیشتر کانی‏‌ها اندازه کوچک‌تر از 1 میلیمتر دارند. در سنگ‏‌های آندزیت- بازالتی، الیوین سالم شناسایی و یافت نمی‌شود. گاه قالب‌های برجا‌مانده‌ای دیده می‌شود که کاملاً با کانی‌های ثانوی پرشده‌اند و ازآنجایی‌که شکستگی‏‌های نامنظم دارند چه‌بسا الیوین بوده باشند. در سنگ‏‌های آندزیت- بازالتی، در نمونه‏‌های دگرسان‌شده، معمول‌ترین کانی ثانویه کلریت است. حفره‌ها نیز بیشتر با کلریت و سیلیس پر شده‌اند.

زمین‌شیمی

برای بررسی شیمیایی سنگ کل نمونه‌ها، تلاش شد تا نمونه‏‌های سالم و با دگرسانی کمتر برگزیده شوند. داده‌های تجزیه زمین‌شیمیایی نمونه‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه زمین‌شیمیایی سنگ‌کل نمونه‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند)

Sample

S50

S61

S58

S47

S41

S56

S40

S60

S48

S54

XRF analysis (wt.%)

SiO2

52.08

52.50

54.08

59.68

59.88

60.11

61.16

61.18

62.13

65.35

TiO2

1.69

1.17

0.82

0.81

0.68

0.97

0.80

0.64

0.81

0.62

Al2O3

16.48

17.26

13.68

19.09

18.25

17.03

19.07

18.52

16.76

17.09

Fe2O3

1.02

0.45

0.54

0.49

0.40

0.55

0.47

0.53

0.50

0.32

FeO

6.80

3.01

3.59

3.29

2.67

3.65

3.11

3.52

3.36

2.15

MnO

0.12

0.26

0.19

0.05

0.04

0.05

0.05

0.04

0.07

0.03

MgO

3.94

2.34

3.40

2.02

1.43

1.66

1.20

2.16

1.35

0.82

CaO

8.64

11.43

7.80

5.86

6.74

5.57

5.84

4.89

6.36

3.61

Na2O

4.61

4.21

4.12

5.48

4.66

4.69

5.03

5.19

4.82

6.44

K2O

1.06

0.43

0.72

0.67

0.47

0.38

1.07

0.98

0.83

0.60

P2O5

0.27

0.16

0.21

0.14

0.16

0.17

0.14

0.19

0.14

0.16

LOI

2.54

6.32

10.27

1.84

4.16

4.37

1.74

1.67

2.18

2.24

Total

99.25

99.54

99.41

99.41

99.55

99.21

99.66

99.51

99.30

99.42

Mg#

48.6

56.7

62.6

49.8

46.9

43.1

38.2

49.6

39.5

38.1

XRF analysis (ppm)

Cs

1

0

1

1

2

1

2

1

2

1

Zn

25

25

15

30

23

n.d.

30

37

n.d.

23

Ba

110

70

15

95

57

52

94

106

105

75

Cu

77

32

18

32

11

21

9

34

28

5

Sc

20

17

10

10

8

11

10

5

14

8

Ga

11

13

11

14

15

14

16

16

13

14

Ni

64

51

31

34

54

36

38

15

39

31

Co

20

19

16

13

18

15

15

14

12

8

Cr

101

43

6

3

7

12

5

0

53

29

V

117

126

57

92

100

59

77

48

71

61

Pb

3

3

3

3

3

5

3

5

4

3

LA-ICP-MS analysis (ppm)

Rb

14.65

5.66

20.98

13.97

8.55

11.37

29.78

24.62

24.27

10.44

Sr

408.32

405.97

119.06

495.94

598.42

298.31

475.31

454.10

388.59

539.59

Y

23.90

19.36

15.08

13.37

10.56

16.77

13.16

14.28

15.96

10.63

Nb

2.821

2.163

2.257

2.089

2.910

3.174

2.374

2.628

2.434

1.959

Zr

173.63

129.51

131.79

121.55

118.19

165.30

119.30

167.18

125.36

134.89

Hf

3.583

2.968

2.944

3.108

2.899

3.785

3.028

3.848

3.227

3.452

Ta

0.130

0.117

n.d.

0.237

0.228

0.184

0.172

0.274

0.119

0.142

Th

1.836

1.516

2.628

2.136

2.829

3.547

2.216

2.521

2.092

2.231

U

0.459

0.513

0.784

0.558

0.625

0.615

0.617

0.643

0.463

0.561

La

9.735

8.785

9.785

7.947

11.061

12.551

8.477

10.933

8.776

9.548

Ce

24.342

21.120

21.350

18.303

23.914

27.225

18.108

23.768

19.738

20.386

Pr

3.226

2.741

2.409

2.175

2.949

3.190

2.430

3.102

2.416

2.552

Nd

15.193

13.291

11.401

9.853

11.891

13.612

10.341

12.839

10.761

11.160

Sm

3.914

3.257

2.508

2.606

2.274

3.226

2.508

2.882

2.585

2.852

Eu

1.256

1.126

0.737

0.836

0.902

1.119

0.879

0.914

0.692

0.807

Gd

4.457

3.343

3.006

2.732

2.738

3.243

2.555

2.842

3.091

2.491

Tb

0.622

0.460

0.331

0.407

0.332

0.421

0.398

0.415

0.374

0.335

Dy

4.267

3.554

2.590

2.406

1.973

3.274

2.485

2.445

3.003

2.131

Ho

0.927

0.703

0.540

0.493

0.435

0.590

0.511

0.508

0.556

0.390

Er

2.881

2.203

1.635

1.335

1.258

1.740

1.567

1.592

1.685

1.067

Tm

0.341

0.215

0.198

0.180

0.117

0.249

0.191

0.196

0.207

0.109

Yb

2.580

2.051

1.568

1.064

0.914

1.726

1.248

1.387

1.810

0.835

Lu

0.364

0.318

0.203

0.165

0.164

0.251

0.163

0.220

0.243

0.114


 


با اینکه در بیشتر نمونه‌ها LOI کم است؛ اما در دو نمونه، LOI به 3/6 و 3/10 درصد وزنی می‏‌رسد. برپایه سنگ‌نگاری، گویا بالابودن LOI در این نمونه‏‌ها پیامد فراوانی کانی‏‌های آب‌دار نیست؛ بلکه بیشتر در نتیجه دگرسانی گسترده‌تر آنهاست. در این سنگ‏‌ها، برپایه مقدارهای بدون LOI، درصد SiO2 از 85/53 تا 24/67 درصد وزنی است و از این دیدگاه، نمونه‌ها از ترکیب کمابیش بازیک (آندزیت- بازالتی) تا کمابیش اسیدی (داسیتی) تغییر می‌کنند. بالابودن سیلیس در برخی نمونه‌ها پیامد فرایندهای ثانویه نیز بوده است؛ به‌گونه‌ای‌که در رده‌بندی سنگ‏‌ها با به‌کارگیری نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (شکل 4؛ این نمودار برپایه عنصرهای نامتحرک بوده و برای سنگ‏‌های دگرسان‌شده کارآمدتر است)، همه نمونه‌ها در بخش آندزیت- بازالت و آندزیت جای می‌گیرند.

از دیدگاه سری ماگمایی، سنگ‏‌ها در نمودار AFM (Peccerillo and Taylor, 1976) (شکل 5- A) در سری کالک‏‌آلکالن جای می‌گیرند.

 

شکل 4- نمونه‌های سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند) در نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 برای رده‌بندی سنگ‏‌های آتشفشانی (Winchester and Floyd, 1977)

 

در نمودار نسبت SiO2 در برابر FeO*/MgO (شکل 5- C) نیز سرشت کالک‏‌آلکالن نمونه‏‌ها به‌روشنی دیده می‌شود. تمرکز عنصرهای آلکالن نشان‏‌دهندة سرشت سدیک سنگ‏‌هاست؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار Na2O از 52/4 تا 63/6 و K2O از 40/0 تا 09/1 درصد وزنی متغیر هستند و ازاین‌رو، نمونه‏‌های منطقه بیشتر در سری توله‌ایتی پتاسیم – پایین جای گرفته‏‌اند (شکل 5- B).

 

 

 

شکل 5- سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند) در: A) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) (I: سری توله‌ایتی؛ II: سری کالک‏‌آلکالن؛ III: سری کالک‏‌آلکالن پتاسیم- بالا؛ IV: سری شوشونیتی)؛ C) نمودار SiO2 در برابر FeO*/MgO (Miyashiro, 1974)


 

 

در نمونه‌های بررسی‏‌شده Mg# [Mg#= 100*Mg/(Mg+Fe2+) از 12/38 تا 63/62 تغییر می‌کند. برپایه این فاکتور برخی نمونه‌هایی که Mg# بیشتر داشته تحول کمتر و دیگر نمونه‏‌ها تحول شیمیایی بیشتری را پشت سر گذاشته‌اند. در نمودار تغییرات برخی عنصرهای اصلی و کمیاب در برابر SiO2 ( شکل 6)، روند تغییرات زمین‏‌شیمیایی نمونه‌ها نشان داده شده است.

 

 

 

شکل 6- سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند) در نمودارهای تغییر برخی عنصرهای اصلی و کمیاب در برابر SiO2 (نمودارهای هارکر)


 

 

در برخی از این نمودار‏‌های تغییرات، ترکیب برخی نمونه‏‌ها دارای انحراف از روند‏‌ تحولی است که چه‌بسا پیامد تغییرات این عنصر در هنگام فرایندهای ثانوی است. در کل، با کاهش SiO2، در عنصرهایی مانند TiO2، CaO، MgO ،FeO و Ni در نمونه‌ها روندی کاهشی دیده می‌شود. این پدیده با جدایش بلورین کانی‌هایی مانند پلاژیوکلاز، اکسیدهای آهن- تیتانیم و کانی‌های فرومنیزین (کلینوپیروکسن و الیوین) توجیه می‌شود. برای نمونه، روند کاهشی CaO پیامد جدایش بلوری پلاژیوکلاز‏‌های کلسیک و کلینوپیروکسن است. TiO2 نیز چه‌بسا در مراحل نخستین تبلور به ساختار کانی‏‌های فرومنیزین و نیز اکسیدهای آهن- تیتانیم افزوده شده باشد و در پی آن، مقدار آن در برابر SiO2 کاهش یافته است. پایین‌آمدن تیتانیم و آهن مذاب با پیشرفت تبلور از ویژگی‌های مهم مذاب‌های سری کالک‏‌آلکالن است. از نکته‌های مهم، کاهش عنصرهایی مانند Y و Yb با افزایش SiO2 است. اگر تفاوت زمین‏‌شیمیایی نمونه‌ها به فرایند جدایش بلوری وابسته دانسته شود؛ آنگاه تبلور کانی‌هایی با ضریب تفریق بالا برای این عنصرها باید مبتلور شده باشند. این کانی‌ها عبارتند از برخی کانی‌های اصلی (مانند: گارنت، آمفیبول) و برخی کانی‌های فرعی (مانند: اسفن، آپاتیت و آلانیت) (Gromet and Silver, 1983; Hermann, 2002; Watson and Capobianco, 1981). ازآنجایی‌که تبلور کانی‌های فرعی یادشده بیشتر در ترم‌های اسیدی‌تر روی می‌دهد، پس دربارة نمونه‌های منطقه شاید آمفیبول از بهترین گزینه‌ها باشد؛ هرچند نبود فنوکریست‏‌های آمفیبول در سنگ‏‌ها چندان با این استدلال سازگار نیست و چه‌بسا فرایندهای دیگری (مگر فرایند جدایش بلوری) در گوناگونیِ زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌ها موثر بوده است. روند افزایشی برخی عنصرها (مانند: Th و Na2O+K2O) همراه با افزایش SiO2 نیز با روند معمولی مذابِ در حال تحول سازگار است.

نمودار‏‌های بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشته اولیه در شکل 7 نمایش داده شده‌اند. در نمودار‏‌ بهنجارشده عنصرهای خاکی نادر (REE) به ترکیب کندریت (شکل 7- A)، الگوها دارای شیب منفی ملایم و به گفته دیگر، غنی‌شدگی ملایم از عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) و میانه (MREE) در برابر عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) هستند. این پدیده را با نسبت‌های عنصرهای خاکی نادر نیز نشان می‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که در نمونه‌های منطقه نسبت (La/Yb)N از 71/2 تا 68/8 متغیر بوده و نسبت‏‌های (La/Sm)N و (Sm/Yb)N نیز به ترتیب از 61/1 تا 52/2 و 59/1 تا 80/3 در تغییر هستند. در نمودارهای چندعنصری که هم عنصرهای با قدرت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، Ta، Zr، Ti، Y) و برخی REE و هم عنصرهای لیتوفیل سبک یا LILE (مانند: Rb، K و Ba) را نمایش می‌دهند (شکل 7- B)، غنی‌شدگی LILE در برابر HFSE آشکارا دیده می‌شود. از سوی دیگر، آنومالی منفی عنصرهای HFS (مانند: Nb، Ta و Ti) نسبت به عنصرهای کناری در نمودار آشکار است. این ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی معمولاً وابسته به آلایش پوسته‌ای و یا مذاب‌های وابسته به پهنه‌های فرورانشی دانسته می‌شود (Hawkesworth and Ellam, 1989; Kelemen et al., 1993; Pearce, 1982; Woodhead et al., 1993). در کل، در مذاب‌های پهنه‌های فرورانشی تهی‌شدگی HFSE، غنی‌شدگی LILE و همچنین، LREE نسبت به N-MORB عمومیت دارد. از آنجایی‌که هم HFSE و هم LILE عنصرهای ناسازگار هستند، به باور برخی پژوهشگران، فرایند ذوب یک مرحله‏‌ای ویژگی‏‌های شیمیایی یادشده را در مذاب‏‌های فرورانشی پدید نیاورده است؛ بلکه باید فرایند ذوب در چند مرحله انجام شود. در مرحله اول، خاستگاه گوشته‏‌ای هم از LILE و هم از HFSE تهی می‏‌شود. سپس سیال‏‌های فرورانشی باعث غنی‌شدگی خاستگاه گوشته‏‌ای از عنصرهای متحرک (LILE) می‏‌شوند؛ اما عنصرهای نامتحرک (HFSE) با سیال‏‌ها جابجا نشده‌اند و خاستگاه گوشته‏‌ای همچنان از آنها تهی خواهد ماند. ذوب این خاستگاه در مراحل بعدی، تهی‌شدگی از HFSE و غنی‌شدگی از LILE در مذاب را در پی خواهد داشت (McCulloch and Gamble, 1991; Woodhead et al., 1993). البته محدودیت انتقال HFSE به خاستگاه گوشته‏‌ای ممکن است در پی آب زدایی پوسته اقیانوسی و یا رسوب‌های فرورونده در حضور کانی‌هایی مانند روتیل باشد (Elliott et al., 1997)؛ اگرچه برخی پژوهشگران نیز باور دارند که تهی‌شدگی از HFSE در مذاب‏‌های پهنه‌های فرورانشی پیامد برجاماندن کانی‌های جذب‌کنندة HFSE (مانند: روتیل و آمفیبول) در گوة گوشته‏‌ای بالای صفحه فرورونده است (Green, 2006; Green and Pearson, 1986).

 

 

 

 شکل 7- سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند) در: A) نمودار الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)

 

 

سنگ‌زایی (پتروژنز) و پهنه‌ زمین‌ساختیِ پیدایش ماگما

همان‌گونه‌که در شکل 7- B دیده شد، نمونه‌های بررسی‏‌شده از دیدگاه غنی‌شدگی از LILE و آنومالی منفی HFSE (مانند: Nb، Ta و Ti) همانند مذاب‌های پهنه‌های فرورانشی هستند. جایگاه سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در لبه خاوری پهنه جوش‌خورده سیستان و ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی آن (که مانند ماگماتیسم پهنه‌های فرورانشی است) نشان‌دهندة فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی پهنه سیستان به‌سوی خاور است (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983). برپایه پیشنهاد Camp و Griffis (1982)، ازآنجایی‌که واحد آتشفشانی کرتاسه پسین سرشت توله‌ایتی سنگ‏‌های بازیک نشان می‌دهد، پیامد ماگماتیسم یک جزیره کمانی نابالغ دانسته می‌شود؛ اگرچه برخی از پژوهشگران دیگر آن را ماگماتیسم حاشیه خاوری بلوک افغان دانسته‌اند (Tirrul et al., 1983). افزون‌براین، فرورانش پهنه اقیانوسی سیستان به‌سوی خاور، برپایه جایگاه دگرگونه‌های فشار بالا در لبه خاوری پهنه جوش‌خوردة سیستان (Bröcker et al., 2013; Fotoohi Rad et al., 2005) شناخته می‌شود. فرورانش به‌سوی خاور را پژوهشگران دیگری بررسی کرده‌اند (Angiboust et al., 2013; Delavari et al., 2014; Dercourt et al., 1986; Mohammadi et al., 2016; Saccani et al., 2010; Şengör, 1990). از سوی دیگر، برخی پژوهشگران نیز به فرورانش به سوی باختر و به زیر بلوک لوت و یا به فرورانش دوسویه باور دارند (Arjmandzadeh et al., 2011; Pang et al., 2013; Zarrinkoub et al., 2012).

به باور نگارندگان، جایگاه سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده به‌صورت یک نوار شمالی- جنوبی در حاشیه پهنه سیستان از دیدگاه فضایی نشان‌دهندة ماگماتیسم در حاشیه فعال و در لبه خاوری پهنه جوش‌خورده سیستان است. برخلاف ماگماتیسم پالئوژن پهنه سیستان که به‌صورت پراکنده است و روند خاصی برای نمایش یک کمان آتشفشانی نشان نمی‌دهد (Pang et al., 2013)، در کرتاسه پسین، سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده جنوب گزیک از دیدگاه فضایی با کمان ماگمایی سازگاری دارند. از دیدگاه ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی و تغییرات نسبت Th/Yb در برابر Nb/Yb (Pearce, 2008) (شکل 8- A)، این کمان ماگمایی در پی ماگماتیسم فرورانش درون اقیانوسی (جزیره کمانی) و یا فرورانش به زیر لبه بلوک افغان پدید آمده است (Tirrul et al., 1983). همچنین، همان‌گونه‌که در شکل 8- B نیز دیده می‌شود، از دیدگاه تغییرات نسبت Th/Yb در برابر نسبت Ta/Yb (Pearce, 1983)، برخی نمونه‏‌ها با زمین‏‌شیمی جزایر کمانی و برخی دیگر با کمان‏‌های قاره‏‌ای همخوانی دارند. به‌هر روی، شاید دربارة این پدیده برپایه تمرکز عنصرهای کمیاب دیگر با استدلال بهتری اظهار نظر شود.

 

 

 

شکل 8- سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند) در: A) نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 2008). در این نمودار نمونه‌هایی نیز از بخش‌های دیگر ایران و جهان نمایش داده شده است. در اینجا داده‏‌های ماریانا را جزیره کمانی (کمان درون اقیانوسی) و نمونه‏‌های منطقه بیرجند، آند مرکزی و کمان مکران وابسته به کمان قاره‏‌ای انگاشته شده‏‌اند (داده‌ها: کمان ماریانا (Wade et al., 2005)؛ منطقه بیرجند (Pang et al., 2012)؛ آند مرکزی (Schnurr et al., 2007)؛ کمان مکران (Pang et al., 2014))؛ B) نمونه‏ نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb ( Pearce, 1983) (بخش‏‌های توپر نشان‌دهنده برخی کمان‏‌های قاره‏‌ای و بخش‏‌های توخالی نشان‌دهنده برخی جزایر کمانی هستند)

 

در شکل 9 الگوی عنصرهای خاکی نادر سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده با نمونه‌هایی از ماگماتیسم پس از برخورد (مانند ماگماتیسم پالئوژن منطقه بیرجند)، کمان‌های قاره‌ای (حواشی فعال قاره‌ای) (مانند آند مرکزی و کمان مکران) و جزایر کمانی (مانند کمان ماریانا) مقایسه شده است. در شکل‌های 9- C و 9- D، نمونه‌های بررسی‏‌شده از دیدگاه تمرکز LREE و MREE تفاوت معناداری با ولکانیسم کمان قاره‌ای آند مرکزی و کمان مکران دارند. چنین تفاوتی با شدت کمتر میان نمونه‌های بررسی‏‌شده و سنگ‏‌های آتشفشانی پس از برخورد پالئوژن در منطقه بیرجند دیده می‌شود (شکل 9- B). از سوی دیگر، تراز الگوی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت برای نمونه‌ها بیشتر همانند سنگ‏‌های آتشفشانی کمان ماریانا است (شکل 9- A).

 

 

 

شکل 9- الگوهای عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند) و سنگ‏‌های آتشفشانی مناطق دیگر (داده‌های مناطق دیگر همانند شکل 9 است)

 

 

در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (شکل 10) نیز نمونه‌ها با نمونه‌های یادشده مقایسه شده‌اند. در نمودارهای مربوطه دیده می‌شود که چه از دیدگاه تمرکز HFSE و چه از دیدگاه تمرکز LILE، همانندیِ زمین‏‌شیمیایی آشکاری میان سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک و سنگ‌های آتشفشانی کمان‌های قاره‌ای دیده نمی‌شود (شکل‌های 10- B و 10- C). در شکل 10- D، در مقایسه با سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه بیرجند نیز تفاوت‌های زمین‏‌شیمیایی به‌ویژه از دیدگاه تمرکز LILE (مانند: Rb، Ba و K) و برخی عنصرهای HFS (مانند: Th، U، Nb و Ta) به‌خوبی آشکار است؛‌ اما در شکل 10- A، تمرکز کمابیش همه عنصرهای HFS و LIL همخوانی خوبی با ولکانیسم جزیره کمانی ماریانا دارد.


 

 

 

 

شکل 10- نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند) و سنگ‏‌های آتشفشانی مناطق دیگر (داده‌های مناطق دیگر همانند شکل 9 است)

 

 

همان‌گونه‌که در شکل 11 دیده می‏‌شود، روند تغییرات نسبت‏‌های عنصرهای LIL/HFS بیشتر با نقش‌داشتن سیال‏‌های در غنی‌شدگی LILE/HFSE در خاستگاه مذاب همخوانی دارد. در یک صفحه فرورونده در شرایط ویژه‌ای امکان ذوب هست. برای نمونه، اگر صفحه فرورونده جوان (و داغ) باشد احتمال گذر از سولیدوس و پیدایش مذاب هست؛ اما در پهنه‌های فرورانش کهن و صفحه‏‌های فرورونده سرد رویداد این پدیده احتمال کمی دارد (Defant and Drummond, 1990; Defant and Kepezhinskas, 2001; Drummond et al., 1996). پس شاید آنچه دربارة مذاب‌های این منطقه دیده می‏‌شود با پیدایش در پهنه فرورانش سرد سازگار باشد؛ زیرا چه‌بسا شرایط دمایی پهنه فرورانش، امکان ذوب مواد فرورونده و پیدایش مذاب را فراهم نکرده باشد.

نکته‌های زیر از یافته‌های این پژوهش هستند:

(1) برپایه برداشت‏‌های صحرایی و بررسی‌های فسیلی انجام‌شده در این پژوهش، به‌همراه بررسی‌های پیشین (Guillou et al., 1981b)، این سنگ‏‌های آتشفشانی سن کرتاسه پسین دارند. از سوی دیگر، رابطه سنگ‌چینه‏‌ای آنها با سنگ‏‌های رسوبی پیرامون‌شان نشان‏‌دهندة فوران زیردریایی گدازه‌هاست؛

(2) ولکانیسم کرتاسه پسین جنوب گزیک از دیدگاه روند ساختاری و جایگاه فضایی با یک کمان ماگمایی پدیدآمده‌ از فرورانش سنگ‌کرة پهنه اقیانوسی سیستان به‌سوی خاور همخوانی دارد (شکل 12- B). همچنین، دگرگونه‏‌های فشاربالا (مانند: شیست‏‌های آبی و اکلوژیت‏‌ها) در بخش خاوری پهنه سیستان به‌صورت نواری با راستای شمالی- جنوبی (Angiboust et al., 2013; Fotoohi Rad et al., 2005; Fotoohi Rad et al., 2009)، از نشانه‌های دیگری است که سوی فرورانش را به‌سوی خاور نشان‌می‌دهد. همچنین، نظم و جهت‌گیری ساختاری (مانند: روند و شیب گسل‌ها) بیشتر با فرورانش به‌سوی خاور سازگار است (Tirrul et al., 1983). هرچند برخی ویژگی‌ها (مانند: ماگماتیسم مرز خاوری لوت) شاید با فرورانش اقیانوس سیستان به زیر لوت تفسیر شود (Pang et al., 2013; Zarrinkoub et al., 2012)؛ اما گویا با ویژگی‌های ساختاری و سنگ‌شناسی زمین‏‌درز سیستان چندان سازگار نباشد.

 

 

 

شکل 11- نمودارهای تغییرات نسبت‌های عنصرهای کمیاب برای به‌دست‌آوردن میزان اثر فرایندهای غنی‌شدگی با سیال‌ها و یا مذاب‌های بخشی (Ersoy et al., 2010; Zhao and Zhou, 2007) در پیدایش سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند)

 

 

(3) ویژگی‏‌های شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده بیشتر همانند جزایر کمانی است و با حواشی فعال قاره‌ای و یا ولکانیسم پس از برخورد منطقه بیرجند تا اندازه‏‌ای متفاوت است؛ اگرچه برای اظهار نظر دقیق‌تر داده‏‌های دیگری (مانند داده‏‌های ایزوتوپی) را نیز باید بررسی کرد.

(4) برپایه آنچه گفته شد، در زمان کرتاسه پسین در پهنه سیستان پهنة فرورانشیِ فعال روی داده بوده است؛ ازاین‌رو، برخورد پایانی بلوک‌های قاره‌ای لوت و افغان پیش از این زمان (کرتاسه پسین) روی نداده است (شکل 12- C).

(5) با به‌کارگیری نسبت‌های عنصرهای کمیاب گوناگون (مانند: Sr/Zr، Ba/Yb، Th/Yb، Ba/Nb، Th/Nb، Rb/Y و ...)، چگونگی غنی‌شدگی از عنصرها در ماگماتیسمِ پهنه‌های فرورانشی دانسته می‌شوند. در حقیقت، غنی‌شدگی از عنصرهای LIL در گوة گوشته‏‌ایِ بالای پهنه فرورانش هم پیامد سیال‌های آزادشده از صفحه فرورونده (Class et al., 2000; Hawkesworth et al., 1993) و هم مذاب‏‌های پدیدآمده از ذوب صفحه فرورونده (رسوب‌ها و یا بازالت) (Elliott et al., 1997; Peacock et al., 1994) است.

 

 

شکل 12- الگوی نمادینی از رویدادهای زمین‌ساختی در پهنه اقیانوسی سیستان. A) بازشدن و گسترش اقیانوس سیستان در بازة زمانی کرتاسه پیشین تا اواسط کرتاسه؛ B) فرایند فرورانش و پیدایش دگرگونه‏‌های فشار بالا- کم‌دما در کمپلکس رتوک؛ C) فرورانش درون‌اقیانوسی (؟) در کرتاسه پسین که ماگماتیسم کمانی را در پی داشته است.

نتیجه‏‌گیری

سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گزیک (خاور بیرجند) بیشتر روانه‌های با ترکیب حدواسط (آندزیتی و آندزیت- بازالتی) هستند. برپایه روابط صحرایی و سن‌سنجی فسیلی، سن این سنگ‏‌ها نزدیک به کرتاسه پسین (ماستریشتین) است.

از دیدگاه سنگ‌نگاری، سنگ‏‌ها بافت‌های گوناگونی دارند و کانی‌شناسی آنها بیشتر عبارتست از: مجموعه فنوکریستی پلاژیوکلاز ± کلینوپیروکسن. همچنین، اکسیدهای آهن- تیتانیم مهم‌ترین کانی‌های فرعی در نمونه‌ها هستند.

ویژگی‏‌های شیمیایی این سنگ‏‌ها بیشتر همانند ولکانیسم جزایر کمانی است و ترکیب آنها به ترکیب سنگ‌های حواشی فعال قاره‌ای و یا ولکانیسم پس از برخورد منطقه بیرجند نزدیکی چندانی ندارد. از سوی دیگر، چگونگی غنی‌شدگی عنصرهای کمیاب نیز نشان می‌دهد سیال‏‌های پهنه فرورانشی در فرایند غنی‌شدگی خاستگاه گوشته‏‌ای مذاب نقش مهمی داشته‌اند. در کل، سنگ‏‌های آتشفشانیِ بررسی‏‌شده چه از دیدگاه روند ساختاری و جایگاه فضایی و چه از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی با کمان ماگمایی همخوانی دارند که از فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسیِ پهنة سیستان به‌سوی خاور پدید آمده است؛ ازاین‌رو، چنین می‌نماید که در زمان کرتاسه پسین در پهنه سیستان، پهنه فرورانشی فعالی بوده است و چنین نکته‌ای با برخورد بلوک‌های قاره‌ای لوت و افغان در زمانی پیش از پایان کرتاسه همخوانی ندارد.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از آقای پروفسور ژان پیر بورگ برای فراهم‌آوردن امکان تجزیه شیمیایی نمونه‌ها در آزمایشگاه دانشگاه ETH بسیار سپاس‌گزارند.

Alavi, M. (1991) Tectonic map of the Middle East, scale1:5000000. Geological Survey of Iran, Tehran.

Angiboust, S., Agard, P., De Hoog, J. C. M., Omrani, J. and Plunder, A. (2013) Insights on deep, accretionary subduction processes from the Sistan ophiolitic “mélange” (Eastern Iran). Lithos 156–159: 139-158.

Arjmandzadeh, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F., Medina, J. M. and Homam, S. M. (2011) Sr–Nd isotope geochemistry and petrogenesis of the Chah-Shaljami granitoids (Lut Block, Eastern Iran). Journal of Asian Earth Sciences 41: 283-296.

Babazadeh, S. A. and De Wever, P. (2004) Early Cretaceous radiolarian assemblages from radiolarites in the Sistan Suture (eastern Iran). Geodiversitas 26: 185-206.

Babazadeh, S. A., Robaszynski, F. and Courme, M. D. (2007) New biostratigraphic data from Cretaceous planktic foraminifera in Sahlabad province, eastern Iran. Geobios 40: 445-454.

Bröcker, M., Fotoohi Rad, G., Burgess, R., Theunissen, S., Paderin, I., Rodionov, N. and Salimi, Z. (2013) New age constraints for the geodynamic evolution of the Sistan Suture Zone, eastern Iran. Lithos 170–171: 17-34.

Camp, V. and Griffis, R. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos 15: 221-239.

Class, C., Miller, D. M., Goldstein, S. L. and Langmuir, C. H. (2000) Distinguishing melt and fluid subduction components in Umnak Volcanics, Aleutian Arc. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 1(6).

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662-665.

Defant, M. J. and Kepezhinskas, P. (2001) Evidence suggests slab melting in arc magmas. Eos, Transactions American Geophysical Union 82: 65-69.

Delavari, M., Amini, S., Schmitt, A. K., McKeegan, K. D. and Mark Harrison, T. (2014) U–Pb geochronology and geochemistry of Bibi-Maryam pluton, eastern Iran: Implication for the late stage of the tectonic evolution of the Sistan Ocean. Lithos 200–201: 197-211.

Delavari, M., Amini, S. A. and Saccani, E. (2013) Geochemistry and Tectonomagmatic Setting of Tertiary Volcanism in East and Northeast of Nehbandan, Eastern Iran. Geosciences 23: 125-134 (in Persian).

Dercourt, J., Zonenshain, L. P., Ricou, L. E., Kazmin, V. G., Le Pichon, X., Knipper, A. L., Grandjacquet, C., Sbortshikov, I. M., Geyssant, J., Lepvrier, C., Pechersky, D. H., Boulin, J., Sibuet, J. C., Savostin, L. A., Sorokhtin, O., Westphal, M., Bazhenov, M. L., Lauer, J. P. and Biju-Duval, B. (1986) Geological evolution of the tethys belt from the atlantic to the pamirs since the LIAS. Tectonophysics 123: 241-315.

Drummond, M. S., Defant, M. J. and Kepezhinskas, P. K. (1996) Petrogenesis of slab-derived trondhjemite–tonalite–dacite/adakite magmas. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh 87: 205-215.

Elliott, T., Plank, T., Zindler, A., White, W. and Bourdon, B. (1997) Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc. Journal of Geophysical Research 102: 14991-15019.

Ersoy, E. Y., Helvacı, C. and Palmer, M. R. (2010) Mantle source characteristics and melting models for the early-middle Miocene mafic volcanism in Western Anatolia: Implications for enrichment processes of mantle lithosphere and origin of K-rich volcanism in post-collisional settings. Journal of Volcanology and Geothermal Research 198: 112-128.

Fotoohi Rad, G. R., Droop, G. T. R. and Burgess, R. (2009) Early Cretaceous exhumation of high-pressure metamorphic rocks of the Sistan Suture Zone, eastern Iran. Geological Journal 44: 104-116.

Fotoohi Rad, G. R., Droop, G. T. R., Amini, S. and Moazzen, M. (2005) Eclogites and blueschists of the Sistan Suture Zone, eastern Iran: A comparison of P–T histories from a subduction mélange. Lithos 84: 1-24.

Green, N. L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints from the 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,T. Chemical Geology 54: 185-201

Gromet, L. P. and Silver, L. T. (1983) Rare earth element distributions among minerals in a granodiorite and their petrogenetic implications. Geochimica et Cosmochimica Acta 47: 925-939.

Guillou, Y., Maurizot, P. and de la Villeon, H. (1981a) Geological map of Mahrud, Scale 1/100000, Geological Survey of Iran. Tehran.

Guillou, Y., Maurizot, P., Vaslet, D. and de la Villeon, H. (1981b) Geological map of Gazic, Scale 1/100000, Geological Survey of Iran. Tehran.

Hawkesworth, C. and Ellam, R. (1989) Chemical fluxes and wedge replenishment rates along recent destructive plate margins. Geology 17: 46-49.

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

Hermann, J. (2002) Allanite: thorium and light rare earth element carrier in subducted crust. Chemical Geology 192: 289-306.

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.

Kelemen, P. B., Shimizu, N. and Dunn, T. (1993) Relative depletion of niobium in some arc magmas and the continental crust: partitioning of K, Nb, La and Ce during melt/rock reaction in the upper mantle. Earth and Planetary Science Letters 120: 111-134.

McCulloch, M. T. and Gamble, J. A. (1991) Geochemical and geodynamical constraints on subduction zone magmatism. Earth and Planetary Science Letters 102: 358-374.

Miyashiro, A. (1974) Volcanic rock series in island arcs and active continental margins. American Journal of Science 274: 321-355.

Mohammadi, A., Burg, J. -P., Bouilhol, P. and Ruh, J. (2016) U–Pb geochronology and geochemistry of Zahedan and Shah Kuh plutons, southeast Iran: Implication for closure of the South Sistan suture zone. Lithos 248-251: 293-308.

Mohammadi, S. S., Zarrinkoub, M. H. and Keramati, F. (2011) The geochemistry and petrogenesis of Hossein abad Tertiary volcanic rocks (southwest of Birjand, East of Iran). Petrology 6: 83-96.

Pang, K. -N., Chung, S. -L., Zarrinkoub, M. H., Chiu, H. -Y. and Li, X. -H. (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(6): 2151–2169.

Pang, K. -N., Chung, S. -L., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. -Y., Chu, C. -H., Lee, H. -Y. and Lo, C. -H. (2013) Eocene–Oligocene post-collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Lithos 180–181: 234-251.

Pang, K. -N., Chung, S. -L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Yang, H. -M., Chu, C. -H., Lee, H. -Y. and Lo, C. -H. (2012) Age, geochemical characteristics and petrogenesis of Late Cenozoic intraplate alkali basalts in the Lut–Sistan region, eastern Iran. Chemical Geology 306–307: 40-53.

Peacock, S. M., Rushmer, T. and Thompson, A. B. (1994) Partial melting of subducting oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 121: 227-244.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites (Ed. Thorpe, R. S.) 525-548. New York, NY, John Wiley & Sons.

Pearce, J. A. (1983) Role of the subcontinental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J., Norry, M. J.) 230–249. Shiva, Nantwich.

Pearce, J. A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100: 14-48.

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

Saccani, E., Delavari, M., Beccaluva, L. and Amini, S. (2010) Petrological and geochemical constraints on the origin of the Nehbandan ophiolitic complex (eastern Iran): Implication for the evolution of the Sistan Ocean. Lithos 117: 209-228.

Sadeghian, M., Bouchez, J. L., Nédélec, A., Siqueira, R. and Valizadeh, M. V. (2005) The granite pluton of Zahedan (SE Iran): a petrological and magnetic fabric study of a syntectonic sill emplaced in a transtensional setting. Journal of Asian Earth Sciences 25: 301-327.

Schnurr, W. B. W., Trumbull, R. B., Clavero, J., Hahne, K., Siebel, W. and Gardeweg, M. (2007) Twenty-five million years of silicic volcanism in the southern central volcanic zone of the Andes: Geochemistry and magma genesis of ignimbrites from 25 to 27 °S, 67 to 72 °W. Journal of Volcanology and Geothermal Research 166: 17-46.

Şengör, A. M. C. (1990) A new model for the late Palaeozoic—Mesozoic tectonic evolution of Iran and implications for Oman. Geological Society, London, Special Publications 49: 797-831.

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

Tirrul, R., Bell, I. R., Griffis, R. J., Camp, V. E. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 94: 134-150.

Wade, J. A., Plank, T., Stern, R. J., Tollstrup, D. L., Gill, J. B., O'Leary, J. C., Eiler, J. M., Moore, R. B., Woodhead, J. D., Trusdell, F., Fischer, T. P. and Hilton, D. R. (2005) The May 2003 eruption of Anatahan volcano, Mariana Islands: Geochemical evolution of a silicic island-arc volcano. Journal of Volcanology and Geothermal Research 146: 139-170.

Watson, E. B. and Capobianco, C. J. (1981) Phosphorus and the rare earth elements in felsic magmas: an assessment of the role of apatite. Geochimica et Cosmochimica Acta 45: 2349-2358.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.

Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematics in island arc and back-arc basin basalts: Evidence for multi-phase melt extraction and a depleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters 114: 491-504.

Zarrinkoub, M. H., Chung, S. L., Khatib, M. H. and Mohammadi, S. S. (2010) Zircon Uranium-Lead dating, petrography and geochemistry for sub volcanic bodies in southwest of Birjand (Rich area). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 18: 471-482. (in Persian).

Zarrinkoub, M. H., Pang, K. -N., Chung, S. -L., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y. and Lee, H. -Y. (2012) Zircon U–Pb age and geochemical constraints on the origin of the Birjand ophiolite, Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos 154: 392-405.

Zhao, J. -H. and Zhou, M. -F. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusions in the Panzhihua district (Sichuan Province, SW China): Implications for subduction-related metasomatism in the upper mantle.