سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و پهنه زمین‌ساختیِ ماگمای سازندة دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان (جنوب‌خاوری ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم،دانشگاه سیستان و بلوچستان،زاهدان، ایران

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان

3 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران

چکیده

دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان به سن ائوسن درون مجموعه‏‌های فلیشی و گرانیت زاهدان در پهنه زمین‌درز سیستان برونزد یافته‏‌اند. بیشتر این سنگ‏‌ها سرشت آلکالن دارند و عبارتند از: دایک‏‌های مافیک، اولترامافیک و فلسیک و گاه آلایش‌یافته. بیشتر دارای بافت پورفیری و گلومروپورفیری هستند. پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت از کانی‏‌های اصلی این سنگ‌ها بوده و همین کانی‏‌ها در زمینه نیز دیده می‌شوند. بلورهای خلیجی کوارتز و پلاژیوکلاز‏‌های گردشده، تغییرات نورم نمونه‏‌ها همراه با تغییرات در فراوانی عنصرهای فرعی و کمیاب و نسبت‏‌های آنها نشان‌دهندة آلایش آنها با پوسته قاره‏‌ای است. غنی‏‌شدگی LREE در برابر HREE‌ و نبود بی‏‌هنجاری در مقدار Eu از ویژگی‌های مهم همه این سنگ‏‌ها هستند. بالا‏‌بودن نسبت‌های‌ (La/Sm)N،‏‌ (La/Yb)N و (Sm/Yb)N و سرشت آلکالن بیشتر نمونه‏‌ها نشان‌دهندة رخداد فرایند ذوبی نزدیک به یک درصدی گوشته گارنت لرزولیت است. چنین شرایطی چه‌بسا پس از پایان فرورانش سنگ‏‌کره اقیانوسی سیستان به زیر بلوک افغان پدید آمده و ازاین‌رو، پس از آن که این ورقه فرورونده به اندازة چشمگیری پایین رفته است، سیال‏‌های آزادشده از صفحة فرورو، سرشت شیمیایی و کانی‏‌شناختی گوة گوشته‌ای را تغییر داده و ذوب‏‌بخشی آن آسان‌تر شده‌ است. مهاجرت این سیال‌ها به ترازهای بالاتر بخش‌های زیرین پوسته بالایی و به مقدار کمتری سنگ‌های گوة گوشته‌ای را دچار ذوب‏‌بخشی کرده است. پس از افزایش مواد ذوب‌شده، این مواد در زمان الیگو- میوسن به ترازهای بالاتر رفته و در بخش‌های بالاتر پوسته جایگزین شده‌اند. به نظر می‌رسد پس از الیگو- میوسن، با ادامه فرورانش در منطقه شکستگی‌هایی پدید آمده است و ماگمای بجامانده در شکاف‌های پدیدآمده وارد شود و دایک‌های یادشده را پدید آورد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography, geochemistry and tectono-magmatic setting of the dykes of the north and the west of Zahedan (Southeast Iran)

نویسندگان [English]

  • habib Biabangard 1
  • Mehrnaz Fatameian 2
  • Ali Asghar moridi 3
  • Mohammad Reza Bakhshi Mohabi 1
1 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Sisatna and Baluchestan, Zahedan, Iran
2 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Sisatna and Baluchestan, Zahedan, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Sisatna and Baluchestan, Zahedan, Iran
چکیده [English]

The Eocene dykes in the north and the west of Zahedan exposed into the flysch and Zahedan granitoid rocks in the Sistan suture zone. These rocks, including mafic dykes, ultramafic and felsic are mostly alkaline in nature and sometimes are contaminated. The dykes in discussion, display mostly porphyritic and glomeroporhyric textures. Plagioclase, hornblende and biotite are the main phases as well as the matrix of the rocks.  The presence of rounded plagioclase and corrosion Gulf of quartz, normative changes and variation in minor and trace elements are indicative of contamination with continental crust. Enrichment of LREE relative to HREE and the lack of Eu anomaly are important characteristics of all of the studied rocks. High ratios (La/Sm)N, and (La/Yb)N and(Sm/Yb)N and the alkaline nature of most of the samples, indicate a melting process about 1 percent of a mantle with garnet lherzolite composition. Such conditions may be completion of subduction of Sistan oceanic lithosphere beneath the Afghan block ended. Slab sinking to a considerable down, fluid released from the edge caused some chemical and mineralogical changes of mantle wedge, and to facilitate partial melting of the rocks. The fluid migration to higher levels due to the lower parts of the upper crust and mantle wedge are batch melting. As the molten materials increased, they were transferred to higher levels in the Oligo-Miocene period and have been emplaced in the upper parts of the crust. It seems that after the Oligo-Miocene time and as subduction continued, fractures developed and the ascending magma emplaced into these fractures, which finally gave rise to the formation of the study dykes.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Keywords: dyke
  • Flysch
  • Granite
  • Sistan oceanic lithosphere
  • Zahedan

از دیدگاه ترکیب سنگی، دایک‏‌ها با بسیاری از سنگ‏‌های آذرین همپوشانی گسترده‏‌ای دارند. دایک‏‌های اولترامافیک و لمپروفیری، سنگ‏‌های آتشفشانی‌ (گدازه‏‌های نیمه‌آتشفشانیِ دایک‌مانند و گاه سیل)، پلاگ و یا استو‏‌ک‌مانند با بلورهای دانه‏‌درشت بیوتیت و هورنبلندی هستند که در زمینه‏‌ای از فلدسپارها و یا فلدسپاتوییدها جای گرفته‏‌اند. این سنگ‏‌ها در پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگونی (مانند کمان‏‌های اقیانوسی، جزایر کمانی، حواشی قاره‌ای فعال، ریفت‏‌ها و کراتون‏‌های پایدار) پدید می‌آیند (‏‌‌Rock, 1991; Luhr, 1997; Torabi, 2009; Gill, 2010; Krmíček, 2010‌). این سنگ‏‌ها بیشتر از بیوتیت و یا آمفیبول ساخته شده‌‌اند و پیروکسن کمی دارند (Homam, 2006). از دیدگاه بافتی تفاوت آشکاری با سنگ‏‌های همراه‌شان ندارند. بافت آنها معمولاً ناهم‌‌بُعد است؛ به‌گونه‌ای‌که بلورهای درشتِ کانی‏‌های فرومنیزین در زمینه دانه‏‌ریز یا شیشه‏‌ای جای دارند. نشانه‌هایی از مواد فرار برخاسته از گوشتة متاسوماتیسم‌شده در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند‏‌ و نشان می‏‌دهند فرایندهای دینامیکی پدیدآمده از چنین موادی تکامل پهنه زمین‌ساختی ماگمای آنها را در پی داشته است (Rock, 1991; Best, 2003; 2009; Gill, 2010; Fazlniya and Kouzekoulani, 2012; Torabi, 2009‏‌)‏.

برپایه کانی‏‌شناسی، ترکیب و جایگاه زمین‏‌ساختی، Rock (1991) و Gill (2010) لمپروفیرها را در سه گروه دسته‌بندی کرده‌اند:

الف‏‌) لمپروفیرهای کالک‏‌آلکالن که با درشت‌بلور‏‌های بیوتیت یا هورنبلند همراه با آلکالی‌فلدسپار یا پلاژیوکلاز (بدون بلورهای فلدسپاتویید) در زمینه شناخته می‏‌شوند‏‌. این لمپروفیرها درکمربندهای کوه‏‌زایی با گرانیتوییدها همراه می‏‌شوند؛

ب) لمپروفیرهای آلکالن که با درشت‌بلورهای‏‌ کرسوتیت یا اوژیت با پهنه‌‏‌بندی ترکیبی، در زمینه‏‌ای از فلدسپار و فلدسپاتویید شناخته می‏‌شوند. این لمپروفیرها همراه با مجموعه‏‌های آذرینی سینیت- گابرو و سنگ‏‌های آلکالن - کربناتیت در دره‏‌های ریفتی قاره‏‌ای رخ می‏‌دهند؛

پ) لمپروفیرهای اولترامافیک با درشت ‌بلور‏‌های فلوگوپیت، الیوین و یا اوژیت در زمینه‏‌ای دارای پروفسکیت، کربنات و یا ملیلیت شناخته می‏‌شوند. SiO2 در این لمپروفیرها متغیر و کمتر از 20 (میان 10 و 20) درصد وزنی است و بیشتر سرشت انتقالی تا کربناتیتی نشان می‏‌دهند. فراوانی آنها از دیگر لمپروفیرها کمتر بوده (Downes at al., 2005) و همراه با سنگ‌های اولترامافیک آلکالی‌ کربناتیت و سینیت‏‌ها در ریفت‏‌های قار‏‌ه‏‌ای رخ می‏‌دهند.

Rock (1991) لمپروییت‏‌ها و کیمبرلیت‏‌ها را جز‏‌و لمپروفیرها می‏‌داند؛ اما برپایه رده‏‌بندی (IUGS) (Le Maitre, 2002) آنها از لمپروفیرها نیستند. ماگماهای بازالتی آلکالن معمولاً از ذوب گوشته در ژرفای بیشتری نسبت به بازالت‏‌های کالک‏‌آلکالن و توله‌ایتی ساخته می‏‌شوند. آلکالن‌های گوناگون هم درون صفحه‌های اقیانوسی و هم درون صفحه‌های قاره‏‌ای و همچنین، مرزهای مخرب تکامل می‏‌یابند. ماگماهای بازالتی آلکالن در پی دو سازوکار مهم، نرخ کم ذوب سنگ خاستگاه (لرزولیت گارنت‌دار یا اسپینل‌دار) و یا ذوب‏‌بخشی گوشته دگرسان‌شده (بخش غنی‌شده خاستگاه) پدید می‌آیند (Moinvaziri and Ahmadi, 1994; Hyndman, 1985; Cabanis and Lecolle, 1989; Raymond, 2007; Gill, 2010). بیشتر دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان آتشفشانی تا نیمه‌آتشفشانی هستند و سرشت آلکالن دارند. برخی از آنها به دایک‏‌های لمپروفیری گرایش دارند

در این پژوهش تلاش شده است تا برپایه شواهد صحرایی و میکروسکوپی و داده‏‌های عنصرهای اصلی و کمیاب، ویژگی‌های سنگ‏‌شناختی، زمین‏‌شیمی، و پهنه زمین‌ساختی ماگمای سازندة دایک‏‌های ائوسن، در شمال و باختر زاهدان بررسی شوند. همچنین، در این پژوهش به چگونگی ذوب‏‌بخشی و کانی‏‌های دخیل در فرایند ذوب پرداخته خواهد شد.

جایگاه جغرافیایی و زمین‏‌شناسی

منطقه بررسی‏‌شده در جنوب‌خاوری ایران، استان سیستان و بلوچستان، شمال و باختر شهر زاهدان و در طول‌ها جغرافیایی‌´41 ˚‏‌60 تا 20˚60 شمالی و عرض‏‌های جغرافیایی‌ ´20 ˚29 و‏‌50˚29 خاوری است (شکل 1‌). از دیدگاه پهنه‌بندی‌های زمین‌شناسی ایران‌ (Stöcklin, 1968)، این ناحیه بخشی از پهنه فلیش خاور ایران و برپایه بررسی‌های Tirrul و همکاران (1983) بخشی از پهنه زمین‌درز سیستان است (شکل 1). این پهنه با فازهای زمین‏‌ساختی، مانند فاز زمین‏‌ساختی پیرنه، در ارتباط است و چه‌بسا فاز زمین‏‌ساختی پاسادنین به‏‌صورت فازکششی در پیدایش و گسترش دایک‌ها در این مجموعه اثرگزار بوده است (Tyvay, 2003).

 

 

 

شکل 1- ساختار کلی پهنه فلیش خاور ایران (برگرفته از Tirrul و همکاران، 1983، با تغییرات)


 

 

به باور Camp و Griffis (1982)، پهنه فلیش خاور ایران یک سنگ‏‌کره اقیانوسی باریک بوده که در پی بازشدگی میان بلوک لوت و افغان پدید آمده است. در پایان، این پهنه در زمان ائوسن میانی بسته شده و پس از آن، فعالیت ماگمایی آن بیشتر آلکالن بوده است. جای‌گرفتن ایران میان دو پهنه برخوردی عربستان در باختر و هندوستان در خاور ضخیم‏‌شدگی، چین خوردگی وگسلش در این پوسته را در پی داشته است (Berberian and King, 1981). کمپلکس‌های آذرین این منطقه در پایان ائوسن تا آغاز میوسن (یک بازه زمانی 30 میلیون ساله) پدید آمده‌اند (Camp and Griffis, 1982). Eftekharnejad (‏‌1981) پیدایش این ایالت ساختاری در کرتاسه پیشین را نتیجه یک کافت درون قاره‏‌ای، میان بلوک لوت در باختر و بلوک افغان در خاور و جایگاه خوبی برای جایگیری گوشته‏‌ اقیانوسی و نهشته‌های انباشتی فلیش‌گونه دانسته است. فراوانی دایک‏‌های ائوسن در مجموعه‏‌های فلیشی و گرانیت زاهدان از ویژگی‏‌های مهم پهنه خاور ایران در این منطقه به‌شمار می‏‌رود. رسوب‏‌های سیلیسی کلاستیک (توربیدایت‌ها) و توده گرانیتی زاهدان از مهم‌ترین سنگ‌‏‌های این پهنه هستند. توربیدایت‏‌ها گاه به اندازة فیلیت و شیست دگرگون شده‏‌اند. برپایه نقشه زمین‏‌شناسی 250000/1 زاهدان (شکل 2)، نهشته‌های درون منطقه، از کهن به جدید عبارتند از: واحد رسوب‏‌های فلیشی به سن ائوسن که از گسترده‌ترین واحدها و پیکره اصلی (سنگ میزبان) به‌شمار می‌رود، واحد دگرگونی اسلیت و فیلیت (Hezareh, 2006)، دایک‌‏‌های منطقه به سن الیگو- میوسن که با سنگ‌شناسی گوناگون درون واحدهای فلیشی و توده گرانیتی منطقه تزریق شده‌اند و در پایان بادبزن‌های آبرفتی و نهشته‏‌های جوان به سن کواترنری هستند.

 

 

 

 

شکل 2- بخشی از نقشه زمین‏‌شناسی شمال‌باختری زاهدان بر گرفته از نقشه 250000/1 زاهدان (Behruzi, 1993)

 

دایک‏‌های بررسی‏‌شده در مجموعه‏‌های فلیشی (با نماد Fly) و در توده گرانیتی (با نماد G) برونزد دارند (شکل‌های 3- A و 3- B). در توده گرانیتی، دایک‌ها دارای روند‌های موازی (بیشتر شمالی– جنوبی) و گاه متقاطع با سنگ‌شناسی گوناگون درون واحدهای گرانیتی، تزریق شده‌اند. از دیدگاه سنگ‏‌شناسی بیششتر آنها دیوریتی و برخی فلسیکی هستند. این دایک‏‌ها با فراوانی نزدیک به 30 درصد به توده گرانیتی رخنمونی لایه‏‌لایه دارند (شکل 3- A).

 

 

 

شکل 3- A) نمایی از دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان (جنوب‌خاوری ایران) درون توده گرانیتی و فلیش‏‌های پیرامون آن؛ B) دایک‌های تیره رنگ درون مجموعه‏‌های فلیش

 

 

این ساختار لایه‏‌ای پیامد رقابت میان آهنگ‏‌های جایگزینی و سرد‏‌شدن ماگما و وجود مناطق تغذیه کننده ماگما‏‌ در بخش‏‌های درونی است. اگر بسته ماگمایی به سرعت جایگزین شود، بسته دیگری که در ژرفای جدایشی بوده با کنارزدن بسته پیشین در مرکز انباشته می‏‌شود و یک منطقه‏‌بندی شامل بخش مافیک در کنارهها و فلسیک در بخش میانی را پدید می‏‌آورد (Vigneresse, 2004). دایک‏‌های درون فلیش‌ها (شکل 3- B) روند‏‌های گوناگونی نشان می‌دهند و بیشترشان فازهای ترکیب حدواسط تا اسیدی دارند.

روش انجام پژوهش

نخست، نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی و تصویرهای ماهواره‏‌ای برای شناسایی پراکندگی دایک‌ها بررسی شد. سپس، از دایک‌ها و سنگ میزبان آنها منظم نمونه‌برداری شد. برپایه گوناگونیِ سنگ‏‌شناختی، نمونه‏‌های کاملاً تازه برگزیده شدند و پس از ساخت مقطع‌های نازک و بررسی آنها، نزدیک به 13 نمونه از سالم‏‌ترین آنها که بیشترین گوناگونی را داشتند، برای انجام تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب (به روش‌های XRF و ICP-OES) به شرکت فرآوری مواد معدنی ایران فرستاده شدند (جدول‏‌های 1 و 2).

 

 

جدول 1- تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی؛ با روش XRF) و محاسبه نورم ترکیب دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان (Gr: گرانیت؛ Gd: گرانودیوریت؛ Dph‌: دیوریت پورفیری؛ Lam: لامپروفیر؛ Qmo: کوارتز‌مونزونیت؛ Mogr: مونزوگرانیت؛ ALam: آلکالی لامپروفیر؛ Rph: ریولیت پورفیری)

Sample No.

SF1-5

Gr

SF1-6

Gd

SF1-10

Dph

SF2-1

Lam

SF2-5

Lam

SF2-6

Dph

SF2-8

Qmo

SF3-1

Mogr

SF3-3

ALam

SF3-6

Rph

SF3-8

Gd

SF3-9

Lam

SF3-11

ALam

SiO2

49.75

48.80

51.43

55.00

67.47

62.81

67.51

53.98

61.93

67.22

55.48

49.15

49.98

Al2O3

17.44

16.07

15.84

16.65

16.71

17.39

15.20

16.81

16.19

16.63

15.20

17.4

15.63

Fe2O3

6.43

9.41

6.29

5.96

1.93

3.61

5.92

7.53

2.43

2.04

5.92

7.04

5.92

MgO

7.82

6.41

8.09

4.77

0.05

1.99

6.63

6.17

2.34

0.05

6.63

8.44

6.97

CaO

7.10

7.52

6.94

6.27

2.73

3.50

2.98

8.40

4.34

2.80

5.99

7.29

7.10

Na2O

4.75

7.79

3.35

3.92

5.56

4.52

3.38

0.01

3.96

5.39

3.84

3.31

3.91

K2O

1.92

1.80

2.47

3.73

3.38

3.21

2.13

1.86

3.26

2.50

2.13

1.98

2.41

TiO2

0.67

0.69

0.84

0.83

0.38

0.61

0.61

0.88

0.83

0.35

0.93

1.20

0.78

P2O5

0.57

0.57

0.66

0.79

0.19

0.36

0.58

0.83

0.49

0.27

0.58

0.67

0.61

MnO

0.05

0.05

0.05

0.15

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

Cr2O3

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

L.O.I

3.22

3.23

3.58

1.71

1.48

1.56

2.96

2.97

2.26

2.26

2.96

2.96

6.63

Total

100.01

100.05

99.63

100.02

98.9

100.06

100.22

99.9

100.1

101.8

100.4

95.07

105.4

CIPW:

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Qtz

0.00

0.00

0.00

1.53

22.19

14.78

17.78

21.88

15.18

19.89

5.61

0.00

0.00

Or

11.35

10.64

14.60

22.04

19.9

18.97

22.75

10.99

12.59

10.64

12.59

11.35

14.24

Ab

33.49

29.82

28.35

33.17

47.05

38.28

43.75

0.08

32.49

40.53

32.49

28.01

33.09

An

18.67

17.08

20.93

16.86

0.40

15.01

11.24

36.47

17.97

2.67

17.79

18.67

18.09

Ne

3.63

1.32

0.00

0.00

0.00

0.00

2.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.704

5.92

Di

7.50

11.03

4.84

4.97

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

3.63

7.29

9.16

Hy

0.00

0.00

15.78

9.58

4.09

46.03

0.12

15.73

6.05

23.44

14.83

13.65

2.17

Ol

11.21

12.84

1.49

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

2.79

0.00

Mgt

0.00

0.00

0.00

0.00

1.93

5.93

0.00

7.53

0.00

0.00

5.92

4.04

5.92

Ilm

0.02

0.15

0.18

0.05

0.64

0.11

0.17

0.05

0.00

0.21

0.813

0.12

0.11

Ap

1.04

0.00

1.35

1.83

0.46

1.14

0.63

1.97

0.00

1.32

0.00

0.00

1.14

Mg#

0.827

0.845

0.843

0.757

0.205

0.667

0.085

0.762

0.714

0.909

0.823

0.824

10.823


جدول 2- تجزیه شیمیایی عنصرهای فرعی و کمیاب (برپایه ppm؛ به روش ICPOES) در دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان

Sample No.

SF1-5

Gr

SF1-6

Gd

SF1-10

Dph

SF2-1

Lam

SF2-5

Lam

SF2-6

Dph

SF2-8

Qmo

SF3-1

Mogr

SF3-3

ALam

SF3-6

Rph

SF3-8

Gd

SF3-9

Lam

SF3-11

ALam

Ba

1.65

7.9

851

782

1525

600

1625

678

922

560

1023

956

1090

Bi

10

10

10

10

10

10

10

10

10

10

10

10

10

Be

1

1

1

1

1

1

10

1

1

1

1

1

1

Co

18

21

18

15

10

10

10

10

93

10

16

21

17

Tb

1.21

0.32

0.4

0.26

0.7

0.3

0.51

0.44

3.37

0.64

0.71

0.83

0.064

Ni

101

119

101

34

10

25

10

50

17

13

84

107

105

Se

10

10

10

10

10

10

10

10

10

16

10

10

10

Cs

3.1

59

46

48

19

35

18

18

19

16

31

42

44

Ag

0.01

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

As

13

17

14

12

13

13

13

14

17

17

23

10

11

Al

6.08

5.90

5.12

4.39

3.25

4.70

2.76

5.46

3.17

2.22

4.17

5.46

5.66

Hf

0.5

0.5

0.5

0.5

1.94

0.5

0.5

0.5

2.24

0.5

2.37

1.13

3.16

Nd

23.6

20

19.5

14

33.2

18.75

9.5

16.07

26.5

20.1

20.8

20.2

39.8

Rb

91

81

114

122

56

123

114

103

60

84

52

92

155

Sn

2.2

8.8

2.5

1.6

1.9

2.06

1.6

1.8

1.6

2.5

1.8

1.6

1.6

Sr

2.2

2.5

565

522

250

234

2.6

566

333

1.99

384

451

522

Ta

1.38

1.21

1.55

1.05

1.24

1.35

1.23

1.24

1.24

1.27

1.6

1.21

1.35

Th

14.31

14.75

9.5

10.8

12.5

10.45

15.03

9.81

7.82

7.5

7.05

13.1

14.35

U

2.13

1.5

0.8

3.5

2.1

1.03

1.2

1.3

1.2

1.6

1.2

2.5

3.2

V

138

154

122

140

35

65

27

131

70

27

94

117

124

W

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.8

0.5

0.9

0.5

0.5

Zr

9

9

5

9

70

0.5

6

5

89

17

95

24

140

Y

21

21

14

13

10

10

10

16

10

10

10

16

16

La

28

27

20

22

10

10

10

24

10

10

12

17

24

Ce

3.1

2.8

6.2

3.2

1.6

3.9

3.2

4.3

4.2

3.1

3.9

4.01

3.9

Pr

0.15

0.20

0.27

0.21

3.2

0.04

0.04

0.21

0.21

0.05

0.26

0.04

0.05

Eu

1.2

0.81

0.91

0.49

1.85

75

22.7

0.75

1.06

0.1

1.55

0.99

1.8

Sm

3.89

3.21

3.6

2.42

6.04

3.50

3.99

21.91

5

3.9

4.95

0.99

6.5

Gd

2.91

2.62

3.2

2.1

5.55

2.6

2.58

0.75

4.87

1.05

4.89

3.44

5.35

Tb

1.21

0.32

0.4

0.26

0.7

0.3

0.44

3.37

0.64

0.51

0.71

0.38

0.064

Dy

2.29

1.62

2.15

1.45

3.85

1.9

2.36

0.32

3.9

2.9

 3.46

2.11

3.24

Ho

51

1.8

0.05

0.58

2.56

0.05

1.03

2.92

0.05

1.5

2.3

0.89

1.8

Er

0.13

0.1

0.1

0.49

0.22

0.1

0.1

0.5

0.1

0.21

0.34

0

1.8

Tm

0.1

0.3

0.5

0.3

1.1

0.2

1.5

0.7

1.2

0.99

1.5

0.1

1.13

Yb

0.3

0.2

0.6

0.2

1.10

0.3

0.67

0.81

1.2

0.98

1.69

0.12

1.10

Lu

28

20

22

10

24

10

28

24

12

10

10

17

17

Mo

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

Cu

91

55

69

59

40

38

28

50

44

39

44

60

133

Pb

10

10

10

10

10

14

17

10

16

21

10

10

10

Zn

74

73

77

74

45

88

67

70

62

63

72

78

83

K

4.1

4.06

4.26

4.3

43

4.2

4.34

4034

4.21

4.23

4.21

4.75

4.21

Ti

3.96

3.71

3.74

3.74

3.2

3.61

3.69

3.25

3.44

3

3.67

3.85

3.61

P

10

10

10

10

10

10

10

10

10

10

10

10

10

Cr

239

198

270

133

63

57

151

50

79

36

213

250

200

Eu*

1.2

0.81

0.91

0.49

0.85

0.75

0.75

1.14

1.06

1.07

1.55

0.99

1.8

Eu/Eu

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

La/Yb

46.6

6.4

40

23.3

7.69

50

28

14.28

83.3

10.10

28.33

28.33

21.8

La/Sm

7.19

3.60

8.41

0.55

1.65

3.27

2.41

2.50

9.09

2.56

4.91

4.91

3.69

Gd/Yb

5.73

6.4

7

4.05

4.26

13

6.04

6.4

3.26

3.78

4.85

4.85

4.86

Sm/Yb

6.36

6.52

8.06

10.07

4.64

15.25

5.7

5.82

4.16

3.93

5.73

5.73

5.90

 

 

 


سنگ‌شناسی

سنگ‌‌های بررسی‏‌شده در نمونه دستی رنگ تیره و ساخت توده‌ای و چهره‌ای نهان‌بلور دارند. بافت بیشتر آنها پورفیری و گلومروپورفیری است و گاه نیز دارای بافت جریانی هستند. کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت، کوارتز، هورنبلند و به میزان کمتری پیروکسن (اوژیت)، از مهم‌ترین کانی‏‌های دایک‏‌های میکرودیوریتی، دیوریتی، داسیتی و انواع آلایش‌یافته آنها هستند (شکل 4).

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از دایک‌های شمال و باختر زاهدان: A) درشت‌بلورهای هورنبلند و پلاژیوکلاز و بافت اینترگرانولار در دایک‏‌های میکرودیوریتی؛ B) بلور‌های هورنبلند با بعدهای گوناگون که بافت انباشتی در دایک‏‌ها را پدید آورده‌اند؛ C) مقطع طولی و عرضی کانی هورنبلند؛ D) برش‌های گوناگون از کانی هورنبلند؛ E) درشت‌بلور انحلالی و زینوکریست کوارتز در دایک‏‌های فلسیک آلایش‌یافته؛ F) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی (نماد کانی‌ها برگرفته از Kretz (1983) است)

 


در این سنگ‏‌ها، هورنبلند‌ها در مقطع طولی کشیده هستند (شکل 4- A) تا اندازه‌ای که کانی گاه شکل نخستین خود را از دست داده است. این کانی در اندازه‌های گوناگون درشت‌بلور و ریز‌بلور در زمینه سنگ پراکنده است. در برخی نمونه‏‌ها، این کانی‏‌ها 30 تا 40 درصد حجمی سنگ را می‌سازند. در این نمونه‌ها، دارابودن هم‌زمان کانی‌های هورنبلند با بعدهای گوناگون، بافت انباشتی را پدید آورده است (شکل 4- B). این کانی در مقطع طولی به‏‌صورت کشیده و در مقطع عرضی لوزی‌شکل (شکل 4- C) یا شش‌گوشه (شکل 4- D) دیده می‌شود.

بیوتیت از کانی‏‌های دیگر درون برخی دایک‏‌هاست که گاه تا 10 درصد کانی‏‌های سازندة سنگ را دربر می‌گیرد. این کانی معمولاً به‏‌صورت نیمه‌شکل دار و گاه با کناره‌های سوخته دیده می‌شود. در برخی دایک‏‌ها کوارتزها درشت بلور و ریز بلور بوده و در زمینه سنگ، با کناره‌های کاملاً گردشده و خلیجی به‌خوبی دیده می‌شوند. این کناره‌های گردشده نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای آنها دارد (شکل 4- E). درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز (35 تا 50 درصد‌ حجمی) و دارای ماکل پلی‌سینتتیک هستند. این کانی‏‌ها در اندازه‌های گوناگون و در خمیره بسیار ریز بوده و دارای منطقه‏‌بندی روشنی هستند (شکل 4- F).

 

زمین‏‌شیمی

بررسی زمین‏‌شیمیایی نمونه‌های سنگی نشان می‌دهد نمونه‌های سنگی دایک‏‌ها در محدوده آلکالی‌بازالت تا تراکی‌آندزیت جای دارند. از سوی دیگر، بیشتر آنها آلکالن هستند. انواع آلایش‌یافته، در پی دارابودنِ بیگانه‌بلورهای کوارتز و پلاژیوکلازِ آلایشی، در محدوده گسترده‌ای از آلکالی‌بازالت تا تراکی‌آندزیت جای می‌گیرند. پس تغییرات مقدار SiO2، Na2O و K2O‏‌ (شاید در پی آلایش با پوسته قاره‌ای) باعث پراکندگیِ ترکیبی این دایک‏‌ها شده است (شکل 5).

 

 

 

شکل 5- رده‏‌بندی نمونه‌های بررسی‏‌شده در نمودار Le Bas و همکاران (1986) (محدوده‌های لمپروفیر و لمپروییت و خط جداکنندة سری‌های ماگمایی از Gill (2010) هستند. ترکیب لمپروفیرهای آلکالن (محدوده خاکستری)، لمپروفیرهای اولترامافیک (UML) (محدوده با خط‌چین بزرگ)، لمپروفیرهای کالک‌آلکالن (CAL) (محدوده با خط‌چین ریز) و لمپروییت‌ها (محدوده با نقطه‌چین) نشان داده شده‌اند)

 

 

تغییرات همانندِ عنصرهای ناسازگار (شکل 6 -A‌) نشان می‌دهند همه نمونه‌های بررسی‏‌شده با هم وابستگی داشته و احتمالاً از سنگ خاستگاهی یکسان پدید آمده‌اند. نبود بی‌هنجاری در مقدار Eu نشان می‌دهد پایداری یا ناپایداری پلاژیوکلاز، عاملی برای ذوب‏‌بخشی سنگ خاستگاه نبوده است و یا اینکه پلاژیوکلاز در هنگام ذوب‏‌بخشی دخیل نبوده است (Rollinson, 1993). نبود بی‌هنجاری در استرانسیم نیز نشان می‌دهد پلاژیوکلاز نقشی در هنگام ذوب‏‌بخشی نداشته است (شکل 6- A).

 

 

 

 

شکل 6- دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان در: A) نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (‏‌Sun and McDonough, 1989)؛‌ B) نمودارهای عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (‏Nakamura, 1974)


 

 

بالا‏‌بودن نسبت‌های (La/Yb)N، (La/Sm)N، ‏(Sm/Yb)N در همه نمونه‏‌ها (جدول 2) نشان می‏‌دهد فراوانی LREE بسیار بالاتر از MREE و HREE بوده و سنگ خاستگاه از REE (به‌ویژه LREE) سرشار بوده است. فراوانی عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LIL) (مانند: Rb‏‌، Ba و K) نشان می‏‌دهد شاید عنصرهای فرورانشی در سرشار یا تهی‏‌شدن مذاب از این عنصرها دخالت داشته‌اند (Wilson, 1989). الگوی عنصرهای خاکی نادر در نمونه‌های بررسی‏‌شده، روند موازی و کمابیش یکسان داشته و نشان می‌دهند ماگمای سازنده دایک‏‌ها خاستگاهی یکسان داشته است. در این نمودارها عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) و LILE نسبت به عنصرهای کمیاب خاکی نادر سنگین (HREE) غنی‏‌شدگی بیشتری نشان می‌دهند (شکل 6- B). در کل، غنی‏‌شدگی از LREE به پدیده‌هایی مانند درجه کم ذوب‏‌بخشیِ (کمتر از 3%) خاستگاه گوشته‌ایِ غنی‌شده (Hirschmann at al., 1998)، آلایش ماگمایی با مواد پوسته‌ای (Srivastava and Singh, 2004)، ژرفای بیشتر پیدایش ماگما و گارنت‌داربودن سنگ خاستگاه وابسته است (Sajana at al., 1996). هنگامی‌که ذوب در ژرفای بیشتری روی می‌دهد، چون خاستگاه گارنت‌دار است، این کانی، عنصرهای HREE را در خود جای داده و از ورود آن به مذاب‌های پدیدآمده از ذوب‏‌بخشی جلوگیری می‌کند؛ ازاین‌رو، نسبت LREE/HREE در فاز پسمانده کاهش می‌‌یابد (Askren at al., 1997). همچنین، تهی‏‌شدگی شدید از عنصرهای خاکی کمیاب سنگین نسبت به سبک چه‌بسا پیامد گارنت‌داربودن خاستگاه باشد (Rivalenti at al., 1998; Tatsumi at al., 2008).

برای بررسی کانی‌شناسی و به‌دست‌آوردن درجه ذوب‏‌بخشی سنگ خاستگاه از نسبت‌های عنصریِ عنصرهای ناسازگار (مانند ‌La/Sm و Sm/Yb) بهره گرفته شد (شکل 7).

 

 

 

شکل 7- دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان در نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb برای پیش‌بینی ذوب‏‌بخشی متعادل و نا‎‌متعادل برای سنگ خاستگاه‌های گارنت پریدوتیت و گارنت پریدوتیت (Keskin, 2005) (نمونه‌ها با سنگ خاستگاه گارنت لرزولیت کمابیش سازگارتر هستند)


 

 

برپایه این نمودار (شکل 7)، ذوب‏‌بخشی متعادل و ذوب‏‌بخشی نا‌متعادلِ سنگ خاستگاه ارزیابی می‌شود. الگوی پیشنهادشده برای هر دو نوع ذوب‏‌بخشی با معادله‌های Shaw (1970) بررسی شد. ضریب‌های توزیع سنگ کل برای گارنت پریدوتیت و اسپینل پریدوتیت از Wilson (1989) و ترکیب عنصرهای فرعی برای گارنت پریدوتیت و اسپینل پریدوتیت از Rollinson (1993) است. چه‌بسا سنگ خاستگاه نمونه‌های بررسی‏‌شده با ترکیب گارنت پریدوتیت (گارنت لرزولیت)، دچار درجه ذوب‏‌بخشی متعادلی برابر 1 % (کمتر از 3 درصد) شده است. سرشت آلکالنِ این سنگ‌ها نشان‌دهندة چنین شرایطی برای پیدایش این سنگ‌ها است (شکل 7).

بحث

بررسی نمودارهای توصیفی پهنه زمین‏‌ساختی‏‌‏‌ سنگ‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‌دهد همه آنها وابسته به پهنه‏‌های درون‌صفحه‏‌ای هستند (شکل ‏‌8)؛ ازاین‌رو، رخداد چنین سنگ‌هایی در این بخش از ایران پیامد فعالیت‌های پس از بسته‏‌شدن نئوتتیس است (Berberian and King, 1981; Arvin at al., 2007). سنگ‌های بررسی‌شده با سن ائوسن نشان می‌دهند الگوی زمین‌ساختی ماگمای سازندة این سنگ‌ها پس از بسته‏‌شدن کامل نئوتتیس در این منطقه روی داده است.

 

 

 

شکل 8- جایگاه دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان در نمودارهای توصیفی زمین‏‌ساختی: A) نمودار نسبت عنصری Ti/Y در برابر Zr/Y (Pearce and Gale, 1977; Pearce at al., 1990)؛ B) نمودار Ti (ppm) در برابر Zr (ppm) (Pearce and Cann, 1973)؛ C) نمودار سه‌تایی 2Nb-Y-Zr/4 (Meschede, 1986)؛ D) نمودار سه‌تایی Ta/10 - Y/15 - Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989)


 

 

برپایه ترکیب کانی‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی و جایگاه این سنگ‌ها در ساختار زمین‏‌ساختی ایران و سن آنها، الگوی پیدایش آنها را مانند الگویِ پیشنهادیِ Tirrul و همکاران (1983) و Sarhadi (2015) (شکل 9) دربارة پهنه زمین‌درز سیستان دانسته می‌شود. در زمان کرتاسه (سنومانین) جدایش میان بلوک هلمند و بلوک لوت (پهنه زمین‌درز سیستان) روی داده (برپایه سن پتاسیم- آرگون افیولیت‌های جنوب نصرت‌آباد: 100 تا 60 میلیون سال پیش) که با جایگیری پوسته‏‌های اقیانوسی و انباشت رسوب‌های فلیشی همراه بوده است.

 

 

 

شکل 9- الگوی ساختاری پیشنهادی از تکامل باتولیت زاهدان و دایک‌های آن (برگرفته از الگوی Tirrul و همکاران (1983) و Sarhadi (2015) با تغییرات اندک، توضیحات در متن آورده شده است)


 

 

در این پهنه، آغاز فرورانش بلوک لوت به زیر بلوک افغان سن دگرگونی رسوب‏‌های سنومانین تا رخساره گلوکوفان شیست و دگرشیبی با سنگ‌های ماستریشتین دانسته شده است. این پدیده در زمان مائستریشتین روی داده و پیامد آن پیدایش سنگ‌های آتشفشانی کالک‏‌آلکالن پالئوسن- ائوسن و گسترش بیشتر منشورهای برافزایشی در پهنه فلیشی خاور ایران بوده است. در ائوسن میانی، در پی برخورد پایانیِ دو بلوک، فرورانش پایان گرفته است (شکل 9). از ائوسن میانی تا پس از آن، تکاپوهای ماگمایی بیشتر از نوع آلکالن بوده‌اند؛ اما همچنان گدازه‌ها و توده‌های نفوذی کالک‏‌آلکالن نیز پدید آمده‌اند و ازآنجایی‌که فرورانش پایان یافته، ماگماهای کالک‏‌آلکالن پس از ائوسن میانی، بیشتر باید نتیجه ذوب گوشته بالایی باشند.

برپایه شکل 9 (Sarhadi, 2015)، در کرتاسه بالایی تا آغاز ائوسن صفحه اقیانوسی سیستان (سنگ‏‌کره اقیانوسی سیستان) به زیر بلوک افغان فرورانده شده (شکل 9‏‌- A)، سیال‏‌های آزادشده از لبه فرورو سرشت شیمیایی و کانی‏‌شناختی گوة گوشته‌ای را تغییر داده‌اند و ازاین‌رو، دمای سردشدن و انجماد سنگ‌های پریدوتیتیِ گوة گوشته کاهش یافته و ذوب‏‌بخشی در این سنگ‌ها آسان شده‌ است. با مهاجرت این سیال‌ها به ترازهای بالاتر، بخش‌های زیرین پوسته بالایی و به مقدار کمتری سنگ‌های گوة گوشته‏‌ای دچار ذوب‏‌بخشی شده‌اند. پس از افزایش مواد ذوب‌شده، این مواد در زمان الیگو- میوسن به ترازهای بالاتر راه‌یافته و در بخش‌های بالاتر پوسته جایگزین شده‌اند (Sarhadi، 2015؛ شکل 9- B). برپایه ویژگی‌های صحرایی و میکروسکوپی دایک‌ها (مانند: مرز مشخص، بافت پورفیری و ریزدانه و همچنین، وجود کانی‌های سیلیسی دما بالا) تریدیمیت و کریستوبالیت)، پس از این زمان، در منطقه شکستگی‌هایی پدید آمده‌ و ماگمای بجامانده در شکاف‌های پدیدآمده‌ تزریق می‌شود و دایک‌ها را پدید می‌آورد (شکل 9- C). این ویژگی‌های یادشده در دایک‏‌های توده گرانیتی نیز توسط Sarhadi (2015) گزارش شده‌اند. در این مرحله، با ادامه فرورانش پوسته اقیانوسی به ژرفای بیشتر رفته و مواد فرار درون گوشته بالایی راه یافته‌ و ذوب‏‌شدگی در گوشته بالایی روی داده است. مواد مذاب به بخش زیرین پوسته رسیده و چه‌بسا آمیختگی اندکی پیدا کرده‌اند و در پایان ماگما به ترازهای بالاتر پوسته راه یافته و در شکستگی‌های کششی منطقه (که نشان‌دهندة تنش‌های زمین‏‌ساختی منطقه بوده) نفوذ کرده و سبب پیدایش دایک‌ها شده‌اند (شکل 9- D).

در پی فرورانش به ژرفای بسیار، پوسته اقیانوسی اکلوژیتی می‌شود. هنگامی‌که فرایند شکست در محل در بقایای پوسته اقیانوسی رخ می‌دهد، گوشته که ترکیب اکلوژیتی پیدا کرده، در پی برخاست دماییِ گوشته، دچار ذوب شده و خاستگاهی برای عیار بالای Na (و عنصرهایی که جایگزین این عنصر می‌شوند؛ مانند: Ba، Sr) می‌شود. آب آزادشده نیز خاستگاهی برای پیدایش کانی‌های آب‌دار (مانند: بیوتیت) می‌شود. افزون‌براین، دو حالت، آلایش ماگمایی با عنصرهای پوسته‌ای (حضور بلورهای کوارتز و پلاژیوکلاز با لبه‌های گردشده) در هنگام بالاآمدن مذاب نیز در دایک‏‌ها، بالا‏‌بودن عیار عنصرهای یادشده را در پی داشته است. بررسی عنصرهای ناسازگار نامتحرک و نسبت‌های آنها (مانند: Nb/Ta و ‏‌Th/Yb‏‌ در برابر ‏‌Th، (Nb/Ta) و (Zr/Hf‏‌) و همچنین، (Zr/Nb)N در برابر (Nb/La)N) نشان می‌دهد پوسته قاره‌ای نیز عاملی در تغییر ترکیب دایک‏‌ها به‌ویژه دایک‏‌های آلایش یافته است. بلورهای گردشده پلاژیوکلاز و کوارتز با لبه‌های واکنشی گویای آلایش ماگما و بالا‌رفتن سیلیس در هنگام گذر از پوسته است. از سوی دیگر، بررسی کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی سنگ کل دایک‏‌ها نشان می‏‌دهد چه‌بسا سنگ خاستگاه گوشته‏‌ای با ترکیب نخستینِ گارنت لرزولیت، درجه ذوب‏‌بخشی متعادلی برابر ‏‌1 درصد (یا ذوب کمتر از 3 درصدی) را سپری کرده است. ‏‌سرشت آلکالن، بالا‏‌بودن نسبت‏‌های عنصری (La/Yb)N، (La/Sm)N و (Sm/Yb)N در این سنگ‌ها نشان‌دهندة چنین شرایطی برای پیدایش سنگ‏‌های این منطقه است (شکل 10).

 

 

 

شکل 10- ‏‌دایک‌های شمال و باختر زاهدان در نمودارهای عنصرهای ناسازگارِ نا‌متحرک و نسبت‌های آنها. A) نمودار Th در برابر Nb/Th؛ B) Th/Yb در برابر Nb/Ta؛ C) نمودار Zr/Hf در برابر Nb/Ta؛ D) نمودار (Nb/La)N در برابر (Zr/Nb)N (این نمودارها نشان‏‌دهندة ﺗﺄثیر پوسته قاره‌ای در تکامل نمونه‌های بررسی‏‌شده هستند) (ترکیب N-MORB، OIB و Primitive Mantle از Sun و McDonough (1989) هستند. ترکیب پوسته بالایی و زیرین از Wedepohl (1995) است)

 

 

نتیجه‌گیری

دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان با سن الیگو- میوسن در مجموعه رسوب‏‌های فلیشی با سن ائوسن و بخشی نیز در توده گرانیتی کنارِ مجموعه فلیشی (گرانیت زاهدان) در پهنه زمین‌درز سیستان برونزد دارند. این دایک‏‌ها سرشت آلکالن و تا اندازه‌ای کالک‌آلکالن دارند. بیشتر از کانی‌های پلاژیوکلاز، هورنبلند، کوارتز، بیوتیت، هورنبلند و به میزان کمتر پیروکسن ساخته شده‌اند. دایک‏‌های آلایش‌یافته افزون‌بر کانی‏‌های یادشده دارای پلاژیوکلازها و کوارتز‌های گردشده نیز هستند. ویژگی‌های صحرایی، زمین‏‌شیمی عنصرهای فرعی و کمیاب و نسبت‌های آنها نشان می‌دهند خاستگاه این سنگ‌ها گوشته‌ای غنی‌شده و گارنت لرزولیتی بوده است. شاید در دوره کرتاسه بالایی و تا آغاز ائوسن، پس از فرورانش سنگ‏‌کره اقیانوسی به زیر بلوک افغان و پس از آن ( که صفحه فرورو تا اندازة چشمگیری پایین رفته است)، سیال‏‌های آزادشده با همین صفحه فرورو در سرشت کانی‌شناختی گوة گوشته‌ای تغییراتی داده و ذوب‏‌بخشی این سنگ‌ها را آسان کرده باشند؛ ازاین‌رو، در پی راه‌یافتن این سیال‌ها به ترازهای بالاتر، بخش‌های زیرین پوسته و به میزان کمتری سنگ‌های گوة گوشته‌ای دچار ذوب‏‌بخشی شده‌اند. پس از افزایش مواد ذوب‌شده، این مواد در زمان الیگو- میوسن به ترازهای بالاتر راه یافته و در بخش‌های بالاتر پوسته جایگزین شده‌اند؛ ازاین‌رو، دایک‌های یادشده از مذاب‌های جداشده از گوشتة غنی‌شده و با درجه ذوب‏‌بخشی متعادلی برابر با 1% (کمتر از 3 درصد) گارنت لرزولیت پدید آمده‌اند.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از معاونت پژوهشی دانشگاه سیستان و بلوچستان، داوران گرامی و همه بزرگوارانی که با ما همکاری داشته‌اند، بسیار سپاس‌گزارند.

Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A. and Babaei, A. (2007) Petrochemistry of the Siah-Kuh granitoid stock southwest of Kerman, Iran: Implications for initiation of Neotethys subduction. Journal of Asian Earth Sciences 30(4): 474-489.

Askren, D. R., Roden, M. F. and Whitney, J. A. (1997) Petrogenesis of Tertiary Andesite Lava Flows Inter layered with Large-volume felsic Ask-flow tuffs of the Western USA. Journal of Petrology 38(8): 1021-1046.

Behruzi, A. (1993) Geological map of Zahedan, scale: 1:250000 No. E6, Geological survey of Iran, Tehran.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(2): 210-265.

Best, M. G. (2003) Igneous and metamorphic Petrology. 2nd Edition, Blackwell, London.

Cabanis, B. and Lecolle, M. (1989) Le diagramme La/10- Y/15-Nb/8: un outil pour la discrimination des series volcaniques et la mise en evidence des processus de melange et/ou de contamination crustale: Paris. Academic des Sciences Comptes Rendus 309(2): 23-29.

Camp, V. E. and Griffis, R. J. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, Eastern Iran, Lithos, Comptes Rendus. De l’Academie des Sciences Serie II 309 (15): 2023-2029.

Downes, H., Balaganskayab, E., Bearda, A. R. L. and Demaiffe, D. (2005) Petrogenetic processes in the ultramafic, alkaline and carbonatitic magmatism in the Kola Alkaline province: a review. Lithos 85(1): 48-75.

Eftekharnejad, J. (1981) Separate different sections of Iran based on structural respect to sedimentary basins  Journal of Petroleum 82: 28-19 (in Persian).

Fazlniya, A. S. and Kouzekoulani, F. (2012) Petrography, geochemistry and tectonomagmatic setting of the southwestern Salmas lamprophyres and related rocks.  Journal of Petrology, University of Isfahan, Iran 12 (3): 88-69 (in Persian).

Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes: A practical guide. Wiley-Blackwell, London.

Hezareh, M. (2006) Geochemical exploration in the range of 1: 100,000 Zahedan geological map. Geological Survey of Sistan and Baluchestan, Iran 16:49-66 (in Persian).

Hirschmann, M. M., Ghiorso, M. S. and Stolper, M. (1998) Calculation of Peridotite partial melting from thermodynamic models of minerals and melts. II. Isobaric variations in melts near the solidus and owing to variable source composition. Journal of Petrology 39(6): 1091-1115.

Homam, M. (2006) Igneous rocks. Ferdowsi university of Mashhad publication, Iran (in Persian).

Hyndman, D. Y. (1985) Petrology of igneous and metamorphic rocks. 2nd Edition, McGraw-Hill Companies, New York.

Keskin, M. (2005) Domal uplift and volcanism in a collision zone without a mantle plume: Evidence from Eastern Anatolia. www.mantleplumes.org.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock- forming minerals. American Mineralogist 68 (95): 277-279.

Krmíček, L. (2010) Pre-Mesozoic lamprophyres and lamproites of the Bohemian Massif (Czech Republic, Poland, Germany, Austria). In: Lamprophyres and related mafic hypabyssal rocks (Eds. Awdankiewicz, M. and Awdankiewicz, H.) 37(19): 37–46. Abstracts and field trip guide. Mineralogia, Special papers.

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Strecheisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27(3): 745-750.

Le Maitre, R. W. (2002) Igneous rocks a classification and glossary of terms. Recommendations of the IUGS subcommission on the systematics of igneous rocks. 2nd Edition. Cambridge University Press, Cambridge.

Luhr, J. F. (1997) Extensional tectonics and the diverse primitive volcanic rocks in the western Mexican Volcanic Belt. Canadian Mineralogist 35(2): 473-500.

Meschede, M. (1986) A method of discrimination between different types of mid oceanic ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology 56(14): 207-218.

Moinvaziri, H. and Ahmadi, A. (1994) Igneous petrology and petrography. University of Tehran, Tehran, of Iran (in Persian).

Nakamura. N. (1974) Dedetermination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimca et Cosmochim Acta 38: 757- 775.

Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19(6): 290-300.

Pearce, J. A. and Gale, G. H. (1977) Identification of ore-deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society of London, Special Publication 7(106): 14-24.

Pearce, J. A., Bender, J. F., DeLong, S. E., Kidd, W. S. F., Low, P. J., Guner, Y., Şaroğlu, F., Yilmaz, Y., Moorbath, S. and Mitchell, J. J. (1990) Genesis of collision volcanism in eastern Anatolia Turkey. 44(2): 189-229.

Raymond, L. A. (2007) The study of igneous, sedimentary and metamorphic rocks. 2th edition, McGraw-Hill Companies, New York.

Rivalenti, G., Mazzucchelli, M., Vicente, A., Girardi, V., Cavazzini, G., Finatti, C., Barbieri, M. A. and Wilson, T. (1998) Petrogenesis of the Paleopreterozoic basalt-andesite-rhyolite dyke association in the Carajas region, Amazonian craton. Lithos 43(4): 235-265.

Rock, N. M. S. (1991) Lamprophyres. 1st Edition, Blackie, Glasgow, Canada.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. 1st Edition, Longman Scientific and Technichal, London. Publisher, Routledge.

Sajana, F. G., Maury, R. C., Bellon, H., Cotton, G. and Defant, M. (1996) High field strength elements of Pliocene-Pleistocene island arc basalts Zamboanga Peninsula western Mindanao (Philippines). Journal of Petrology 37(3): 693-726.

Sarhadi, N. (2015) Origin mesocrate and melanocrate dykes in Zahedan batholith (Eastern Iran). M.Sc. Thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian).

Shaw, D. M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta 34(1): 237-243.

Srivastava, R. K. and Singh, R. K (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian sub alkaline mafic dykes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asia Earth Sciences 23(3): 373-389.

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. The American association of petroleum geologists Bulletin 52(7): 1229-1258.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: (Eds. Saunders, A. S. and Norry, M. J.) 42(4): 313-345. Magmatism in ocean basins. Geological Society of London, Special Publication, London.

Tatsumi, Y., Takahashi, T., Hirahara, Y., Chang, Q., Miyazaki, T., Kimura, J. I., Ban, M. and Sakayori, A. (2008) New insights into andesite genesis: the role of mantle-derived Calc-alkalic and crust-derived tholeiitic melts in magma differentiation beneath Zao Volcano, NE Japan. Journal of Petrology 49(1): 1971-2008.

Tirrul, R., Bell, L. R., Grifffis, R. J. and Camp, V. E. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 84 (9): 134-150.

Torabi, G. (2009) Late Permian lamprophyric magmatism in North east of Isfahan province, Iran: A mark of rifting in the Gondwana land. Comptes Rendus Geoscience 341(1): 85-94.

Tyvay, M. (2003) Geochemical and petrological study of abundant dark dykes intrusion in the South west Zahedan, M.Sc. Thesis, university of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Vigneresse, J. L. (2004) A new paradigm for granite generation transactions of the royal society of Edinburgh. Earth Sciences 95(2): 11-22.

Wedepohl, K. H. (1995) The composition of the continental crust. Geochimca et Cosmochimca Acta 59(7): 1217-1232.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Unwin Hyman, London.