Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
2 Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
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.
)