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
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [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]
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 ICP– OES) 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.
)