Petrology, geochemistry and origin of Gapdan Granites (South east of Zahadan)

Document Type : Original Article

Authors

Department of Geology, Faculty of Science, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

Abstract

The Gapdan granitoid is located in the southwestern margin of Zahedan granitoid and in the Sistan suture zone. The granitoid under study is composed of granite, monzogranite, granodiorite, pegmatite and diorite. These rocks consist mainly quartz, plagioclase, orthoclase, biotite and hornblende with granular and pegmatite textures. This pluton has intersected by andesitic to dacitic dykes with similar mineralogy with those of the Gapdan granitoid, but they have microlitic and microlitic porphyry textures indicating their formation at a shallow depth and sub-volcanic conditions. The Gapdan granitoid is characterized by metapelitic enclaves with dark-colored and irregular edges with their host pluton and are often enriched in quartz and mica minerals and usually granular texture. Geochemical studies show that the study rocks have calcalkaline to low alkaline magmatic series and metaluminous, I type, LREE and LILE enrichment and depleted in HREE and HFSE. These geochemical characteristics share with those of continental arcs. The amount of Nb / Ce (ave. 0.27) and Nb / La (ave. 0.58) ratios indicate the effect of crustal on the evolution of the Gapdan granite. Tectono magmatic diagrams show the Gapdan granitoid rocks related to syncollision to low post collision environments. According to geochemical data, the study granitoid rocks possibly originated by the rising residual melts from partial melting of oceanic crust (Neo-Tethys) during the collision between the Lut and the Sistan blocks (particularly the Sistan oceanic crust and the mantle wedge overlying it). The continental crust (Flysch and greywake metamorphosed deposit) has been affected the contamination of magma and its formation in post collisional tectonic regimes. Therefore, the Gapdan granitoid may be considered as a hybrid granite type.

Keywords

Main Subjects

Full Text

پژوهشگران بسیاری از دیرباز به بررسی سنگ‌های گرانیتی پرداخته‌اند. این سنگ‌ها بخش بزرگی از سنگ‌های پوسته قاره‌ای را دربر می‌گیرند (Lameyre and Bowden,1982) و معمولاً به‌صورت باتولیت و استوک یافت می‌شوند. گرانیت‌ها معمولاً کانی‌شناسی ساده‌ای دارند و بیشتر آنها از کانی‌های پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز ساخته شده‌اند (Barbarin, 1999). گرانیت‌ها از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی (Martin and Piwinskii, 1972; Pitcher, 1983)، شیمی عنصرهای اصلی (de la Roche et al., 1980; Debon and Lefort, 1983)، سرشت انکلاوها، دارابودن کانی‌های فرعی و رده‌بندی زایشی (Frost et al., 2001) بررسی می‌شوند. برپایة پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگما (پهنة تکتونوماگمایی)، گرانیت‎ها در دو گروه I و S جای می‌گیرند (Chappell and White, 1974; Clarke, 1992). گرانیت‌های تیپ S به فراوانی گرانیت تیپ I نیستند؛ اما در بسیاری از نقاط جهان گزارش شده‌اند (Schermaier et al., 1997; Healy et al., 2004). سنگ‌های گرانیتی نوع S معمولاً پرآلومین و گرانیت‌های نوع I بیشتر متاآلومین‌اند (Pitcher, 1983; Shand, 1943).

توده گرانیتو‌ییدی گپدان بخشی از شمال‌باختری گرانیتو‌یید زاهدان را دربر می‌گیرد (شکل 1- A). از دیدگاه جغرافیایی، این توده در 25کیلومتری شمال‌باختری زاهدان و میان طول‌های جغرافیایی شمالی '24°60 تا '20°60 و عرض‌های جغرافیایی خاوری '42°29 تا '40°20 جای گرفته است. جاده آسفالته زاهدان- بم بهترین راه دسترسی به آن است که پس از سپری‌کردی مسافت20 کیلومتر و سپس 8 کیلومترجاده خاکی به‌سوی جنوب می‌توان به توده گپدان دست یافت (شکل 1- B).

 

 

 

شکل 1- A) موقعیت منطقه گپدان در پهنه زمین‌درز سیستان (جنوب‌خاوری ایران) روی تصویرهای ماهواره‌ای ETM+؛ B) راه‎‌های دسترسی به منطقه

 

 

تا کنون بررسی زمین‌شناسی روی توده گپدان انجام نشده است و تنها Behrouzi (1993) در نقشه زمین‌شناسی 1:250000 زاهدان از آن یاد کرده است. پژوهشِ پیش رو از نخستین بررسی‌های سنگ‌شناسی روی این توده است که در آن ویژگی‌های سنگ‌شناسی، زمین‌شیمیایی و خاستگاه توده آورده شده‌اند؛ هرچند پیش از این، دربارة توده گرانیتو‌یید زاهدان بررسی‌های گسترده‌ای بیشتر روی سنگ‌شناسی دایک‌های درون توده و جنس آنها، ترکیب شیمیایی کانی‌ها، دما- و فشارسنجی، سن‌سنجی، دگرریختی و بررسی‌های مغناطیسی انجام شده‌ است (مانند بررسی‌های: Tirrul et al., 1983; Hosseini, 2002; Sadeghian, 2004; Kashtagar, 2004; Boomeri et al., 2005; Rezaei Kahakhaee, 2006; Kananian et al., 2006; Sadeghian and Valizadeh, 2007; Kashtagar and Nazari, 2007; Ghasemi et al., 2008; Saravani and Rezaii, 2011; Mohammadi et al., 2016; Rezaei Kahakhaee et al., 2017).

 

روش پژوهش

با انجام چند دوره بررسی‌های صحرایی از واحدهای گوناگون سازندة گرانیتو‌یید گپدان، شمار 80 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. سپس از میان آنها، 14 نمونه برگزیده و برای انجام تجزیة شیمیایی به آزمایشگاه زرآزمای ماهان در کرمان فرستاده شدند. عنصرهای اصلی با روش XRF و عنصرهای فرعی و خاکی نادر با روش ICP-MS تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از این تجزیه‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند. در تفسیر داده‌ها و رسم نمودارها، نرم‌افزارهای CorelDraw و GCDkit به‌کار برده شدند. نقشه زمین‌شناسی منطقه نیز با نرم‌افزار ArcGIS رسم شده است.

 

 

جدول 1- داده‌های خام تجزیة شیمیایی به روش‌های XRF (برپایة درصد وزنی) و ICP-MS (برپایة ppm) برای نمونه‌های سنگی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان) (نمونه تکراری با ستاره نشان داده شده است؛ G: گرانیت؛‌ GD: گرانودیوریت؛ Di: دیوریت؛‌ MDi: مونزودیوریت)

Sample No.

MDi-4

MDi-11

MDi-33

Di-31

Di-23

Di-35

GD-19

GD-29

GD-24

GD-10

G-27*

G-6

G-27

G-5

SiO2

48.19

48.64

49.52

50.46

53.1

55.03

63.69

63.94

66.66

69.71

72.41

72.82

72.87

75.49

Al2O3

16.42

14.62

16.42

15.57

12.91

17.94

15.52

15.79

15.01

15.34

11.59

13.78

11.33

12.71

CaO

6.13

7.21

7.05

7.50

6.59

5.86

3.74

3.70

3.09

3.07

7.38

2.12

7.68

0.70

Fe2O3

9.11

8.14

8.16

7.71

8.20

6.73

5.74

5.66

4.37

2.44

3.69

1.61

3.73

0.59

K2O

2.37

1.43

1.41

1.86

1.22

2.79

3.08

3.16

4.15

2.93

0.35

4.01

0.16

7.38

MgO

6.85

9.97

8.08

7.72

10.06

3.43

3.49

3.35

2.49

1.22

1.82

0.74

1.87

0.25

MnO

0.15

0.14

0.13

0.13

0.13

0.12

0.11

0.10

0.08

0.06

0.23

0.04

0.24

0.01

Na2O

4.30

3.43

4.66

4.72

3.46

3.62

2.57

2.53

2.27

4.09

0.69

3.69

0.67

2.25

P2O5

0.51

0.19

0.37

0.50

0.15

0.19

0.14

0.14

0.17

0.10

0.12

0.05

0.12

0.03

TiO2

1.96

0.93

1.21

1.28

1.42

0.98

0.65

0.65

0.52

0.36

0.58

0.23

0.56

0.06

LOI

3.19

4.69

2.79

2.29

2.53

3.08

1.17

0.87

1.05

0.58

0.81

0.82

0.44

0.36

Ba

721

451

522

766

364

444

390

362

542

459

70

247

76

642

Ce

58

35

55

70

27

39

51

50

57

44

42

30

40

38

Co

26.5

31

26.8

25.1

31.2

14.9

14.6

14.1

10.7

5.5

10.3

3.6

10.7

1.5

Cr

819

394

171

181

388

22

113

98

71

40

140

16

139

23

Cs

1.5

1.1

2.2

0.9

1

9.1

13.7

14.9

10.5

9.7

1.2

10.3

0.5

5.7

Dy

4.31

3.42

4.8

4.52

4.09

5.02

4.14

4.6

4.74

3.17

5.39

4.41

5.06

2.48

Er

2.22

1.94

2.71

2.35

2.27

2.98

1.97

2.25

2.28

1.92

3.27

2.99

3.01

1.27

Eu

1.95

1.03

1.72

2.15

1.23

1.56

1.05

1.18

1.21

0.64

1.23

0.53

1.16

0.69

Gd

4.92

3.12

4.87

5.52

3.85

4.7

4.54

4.91

5.72

3.03

5.29

3.22

4.8

2.58

Hf

2.42

2.46

3.19

3.79

2.75

3.57

0.62

0.62

0.59

0.73

0.73

0.83

0.72

0.78

La

29

13

22

35

11

17

25

25

28

23

23

16

23

18

Lu

0.23

0.23

0.29

0.26

0.26

0.34

0.22

0.23

0.22

0.23

0.38

0.44

0.35

0.17

Nb

23.5

8.7

20.8

24.2

10.4

10.5

13.6

14.6

11.5

12

9.3

9.3

8.1

2.2

Nd

32.6

16.4

29.8

39.9

14.8

24.8

27.5

29.8

35.4

17.8

29.7

14.6

27.2

16.8

Ni

80

188

135

129

276

6

91

89

67

19

47

12

54

5

Pb

4

3

1

4

5

6

12

12

20

15

3

21

4

101

Pr

5.22

0.64

4.67

7.79

0.14

3.04

4.42

4.88

6.17

1.81

4.58

0.69

3.95

1.42

Rb

75

61

73

56

54

231

172

184

184

140

21

165

10

221

Sc

17.6

21.9

18.1

17.3

18.4

17.9

13.8

12.9

9.5

5.1

8

3.6

7.8

0.6

Sm

5.96

3.19

5.32

7.08

3.64

5.03

5.45

5.77

6.9

3.33

5.78

3.27

5.25

3.43

Sr

1019.7

478.1

532.3

759.6

226.9

378.2

182.9

173

178.8

250.7

210.8

181.7

248.1

185.3

Ta

1.44

0.84

1.24

1.39

0.88

0.92

1.13

1.02

0.97

1.18

0.64

1.2

0.73

0.44

Tb

0.71

0.53

0.75

0.75

0.65

0.77

0.69

0.74

0.82

0.5

0.82

0.63

0.76

0.44

Te

0.66

0.56

0.41

0.56

0.48

0.23

0.1

0.18

0.17

0.1

0.33

0.1

0.19

0.1

Th

3.86

4.15

4.37

8.19

3.42

6.24

12.43

12.43

18.87

20.21

10.13

22.21

8.93

12.81

Tm

0.32

0.3

0.38

0.33

0.33

0.42

0.28

0.31

0.32

0.29

0.47

0.49

0.42

0.21

U

1.1

0.8

0.98

1.6

0.7

1.1

1.2

1

0.99

2.4

1.2

4

1

1.4

V

140

133

124

114

114

114

84

82

65

30

50

18

49

8

Y

17.5

14.9

17.4

16.7

15.8

17.8

16.9

17

17

17.2

21.6

24.3

21.2

11.5

Yb

2

1.8

2.1

1.8

1.8

2.1

1.5

1.5

1.2

1.4

2.5

3.6

2.5

0.3

Zr

69

70

89

124

67

81

6

5

5

7

5

8

5

8

 


 

 

جایگاه زمین‌شناسی کوه گپدان

برپایة بررسی‌های صحرایی‌، تصویرهای ماهواره‌ای و نقشة زمین شناسی ‌1:250000 زاهدان (Behrouzi, 1993)، نقشه زمین‌شناسی از منطقه کوه گپدان با مقیاس1:20000 در نرم‌افزار GIS رسم شد (شکل 2). واحدهای منطقه دربردارندة سنگ‌های گوناگون رسوبی با رخساره فلیشی‌ (ائوسن) هستند که با تودة گرانیتو‌ییدی گپدان (الیگو- میوسن) قطع شده‌اند. فیلیت، اسلیت، متاسندستون، میکاشیست و آهک‌های متبلور از سنگ‌های دگرگونی در منطقه‌اند. در این مجموعه‌ها دایک‌هایِ با طیف آندزیتی تا داسیتی جایگزین شده‌اند (شکل 3).

 

 

 

شکل ‏2- نقشه زمین‌شناسی منطقه گپدان (برگرفته از نقشه 1:250000 زاهدان و رسم‌شده در محیط نرم‌افزار GIS به مقیاس 1:20000)

 

 

گرانیت، گرانودیوریت، گرانیت میلونیتی (شکل 3- A)، دایک‌های آندزیتی و داسیتی از واحدهای گرانیتو‌ییدی کوه گپدان‌اند. گرانیت‌ها بیشترین گسترش‌ را دارند و ریخت‌شناسی خشن و مرتفع نشان می‌دهند. این سنگ‌ها درون مجموعه فلیشی برونزد یافته‌اند. گرانودیوریت‌ها با گسترش کم و در بخش شمال‌خاوری کوه گپدان جای دارند. این سنگ‌ها ریخت‌شناسی خشنی به‌صورت قله‌های کمابیش بلند دارند و با دایک‌های آندزیتی قطع شده‌اند (شکل 3- B). در این سنگ‌ها، انکلاوهای متاپلیتی دیده می‌شوند (شکل 3- C). بیشتر این انکلاوها شکل و حاشیه‌های نامشخصی دارند و به‌رنگ تیره و سرشاز از کانی‌های میکایی و کوارتز دیده می‌شوند. در برخی نمونه‌های آنها فلدسپار نیز دیده می‌شود.


 

 

 

شکل 3- A) نمایی از ارتباط واحد‌ها در کوه گپدان (دید رو به جنوب‌باختری)؛ B) واحدهای گرانودیوریتی کوه گپدان و دایک‌های آندزیتی درون آن (دید رو به جنوب‌باختری)؛ C) انکلاوهای تیره رنگ (معمولاً متاپلیتی) درون واحدهای گرانیتی؛ D) ساختار میلونیتی در گرانیت میلونیتی‌شده کوه گپدان؛ E) مرز فلیش‌ها با واحدهای گرانیتو‌ییدی گپدان (دید رو به باختر)؛ F) نمایی از واحدهای اسلیت و فیلیت‌ منطقه کوه گپدان (دید رو به خاور)

 

 

بیشتر انکلاوها بافت گرانولار دارند. توده گرانیتی بیشتر در حواشی، میلونیتی شده و ساختار میلونیتی پیدا کرده است (شکل 3- D). لایه‌های روشن از کانی‌های کوارتز و فلدسپار و لایه‌های تیره از کانی‌های فرومنیزیم (به‌ویژه بیوتیت) ساخته شده‌اند. واحدهای میزبان توده گرانیتی گپدان بیشتر رخساره فلیشی و ترکیب سنگ‌شناسی شیل و سیلتستون دارند (شکل3- E). این واحدها در مرز سنگ‌های گرانیتو‌ییدی، دچار دگرگونی همبری درجه ضعیفی شده و به اسلیت و فیلیت تبدیل شده‌اند (شکل 3- F).

 

سنگ‌نگاری

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، گرانیت، گرانودیوریت، مونزونیت، دیوریت و دایک‌ها با ترکیب آندزیتی تا داسیتی از سنگ‌های سازندة گرانیتو‌یید گپدان هستند و از کانی‌های ارتوکلاز، کوارتز، پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت ساخته شده‌اند.

گرانیت‌های معمولی (مونزوگرانیت): این سنگ‌ها فراوان‌ترین حجم سنگ‌های گرانیتی کوه گپدان را دربر می‌گیرند و ‌بافت‌های‌ دانه‌ای، گرافیکی، کرمی‌شکل و پگماتیتی دارند. کانی‌های سازندة آنها در مقطع‌های میکروسکوپی عبارتند از:

- کوارتز: این کانی از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها به‌شمار می‌رود (25 تا 30 درصدحجمی). از دیدگاه اندازه، میانگین اندازة آن نزدیک به 5/0 تا 2 میلیمتر است و به‌صورت بی‌شکل و پرکننده فضاهای خالی در میان کانی‌های دیگر رشد کرده‌ است (شکل 4- A).

 

 

 

شکل ‏4- گزیده‌ای از تصویرهای میکروسکوپی واحدهای مونزوگرانیت و گرانودیوریت گپدان (شمال‌باختری زاهدان): A) بلورهای آلکالی‌فلدسپار، بیوتیت و کوارتز؛‌ B) بلورهای درشت پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، مسکوویت و بیوتیت؛ C) بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز و بیوتیت؛ D) بلورهای بیوتیت، هورنبلند و کوارتز؛‌ E) بافت میکرولیتی در دایک‌های آندزیتی؛ F) بلورهای درشت بیوتیت در دایک‌های آندزیتی (همه تصویرها در نور قطبیده متقاطع با بزرگنمایی 40 برابر تهیه شده‌اند؛ در همه تصویرهای میکروسکوپی، نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است)


 

 

- پلاژیوکلاز: این کانی مهم‌ترین فلدسپار سازندة سنگ‌هاست (30 تا 35 درصدحجمی) که به‌صورت بی‌شکل و نیمه‌شکل‌دار با ماکل پلی‌سینتتیک و در اندازه‌هایی نزدیک به 3/0 تا 2 میلیمتر دیده می‌شود. در برخی نمونه‌ها، این کانی تجزیه و با سریسیت و کانی‌های رسی جایگزین شده است. همچنین، در برخی نمونه‌ها به‌صورت پراکنده، این کانی میانبار‌هایی از مسکوویت و زیرکن دارد (شکل 4- B).

- ارتوکلاز و میکروکلین: ارتوکلاز به‌صورت بی‌شکل و شکل‌دار، در اندازه‌های 8/0 تا 2 میلیمتر و با میانگین درصدحجمی برابربا 35 تا 40 از کانی‌های سازندة این سنگ است (شکل 4- B).

- بیوتیت: مهم‌ترین کانی تیره در این سنگ‌ها (10 تا 15 درصدحجمی) است که به‌صورت صفحه‌ای با چندرنگی قهوه‌ای و ساختار نواری در میان کانی‌های دیگر رشد کرده است (شکل‌های 4- C و 4- D).

گرانودیوریت‌ها: گسترش این سنگ‌ها و اعضای وابسته به آنها (مانند: دیوریت، مونزونیت‌ها و دایک‌ها) کمتر از گرانیت‌هاست. ویژگی‌های میکروسکوپی کانی‌های سنگ‌های گرانودیوریتی کوه گپدان به این شرح است:

- کوارتز: به‌صورت بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار (20 تا 25 درصدحجمی) و تا اندازهة 5/1 میلیمتر دیده می‌شود.

- پلاژیوکلاز: این کانی به‌صورت شکل‌دار تا بی‌شکل (40 تا 45 دزصدحجمی) و شکل‌های شکسته‌شده‌ با ماکل پلی‌سینتتیک حداکثر تا اندازه 2 میلیمتر در بیشتر نمونه‌ها دیده می‌شود.

- ارتوکلاز: این کانی به‌صورت کدر، شکل‌دار تا بی‌شکل در اندازه‌هایی تا 1 میلیمتر (15 تا 20 درصدحجمی) در بیشتر نمونه‌ها دیده می‌شود.

- هورنبلند و بیوتیت: این کانی‌ها بیشتر به‌صورت شکل‌های کشیده تا بی‌شکل با رخ مشخص و در اندازه‌های از 1/0 تا 2 میلیمتر (5 تا 10 درصد حجمی) هستند.

- مسکوویت: به‌صورت بلورهای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و پراکنده در میان کانی‌های دیگر رشد کرده و کانی ثانویه است.

دایک‌ها: دایک‌های درون سنگ‌های گرانیتو‌ییدی کوه گپدان سرشت حد واسط و ترکیب آندزیتی، بیوتیت آندزیت و داسیتی دارند. در مقطع‌های میکروسکوپی آنها، کانی‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و هورنبلند دیده می‌شوند.

پلاژیوکلاز: این کانی میانگین درصدحجمی 55 تا 65 از کانی‌های سازندة این سنگ‌ها را به‌خود اختصاص داده‌ است. این کانی به دو صورت درشت‌بلور با ماکل‌های پلی‌سینتتیک، منطقه‌بندی و بافت غربالی و ریزبلور درون خمیره سنگ دیده می‌شوند و بافت میکرولیتی را در این سنگ‌ها پدید آورده است (شکل 4- E). درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز گاه تجزیه و با کلسیت و کانی‌های رسی جایگزین شده‌اند.

- کوارتز: به‌صورت دانه‌ریز و بی‌شکل در زمینه و نیمه‌شکل‌دار با اندازه 1 تا 2 میلیمتر و گاه در مقطع‌های میکروسکوپی، با بافت خلیجی در برخی نمونه‌ها دیده می‌شود.

- هورنبلند: این کانی با فراوانی 5 تا 10 درصدحجمی و در اندازه‌های 1/0 تا 8/0 میلیمتر است.

- بیوتیت: این کانی به‌صورت درشت‌بلورهای نیمه‌شکل‌دار صفحه‌ای، با اندازه تا 5/1 میلیمتر در زمینه سنگ دیده می‌شود (شکل 4- F). در برخی نمونه‌ها این کانی تجزیه و با کلریت جایگزین شده است.


 

 

 

شکل 5- گزیده‌ای از تصویرهای میکروسکوپی گرانیت‌های میلونیتی کوه گپدان: A) ساختار ساب‌ماگمایی در بلورهای پلاژیوکلاز؛ B) ساختار هسته و پوشش در بلورهای پلاژیوکلاز؛ C) رشد بلورهای کوارتز و بافت برگوارگی در بلورهای پلاژیوکلاز؛‌ D) ساختار چشمی بلورهای بیوتیت؛ E) ساختار C- شکل در بلورهای بیوتیت؛ F) ساختار S- شکل در بلورهای بیوتیت (همه تصویرها در نور پلاریزه متقاطع با بزرگنمایی 40 برابر تهیه شده‌اند)

 

 

گرانیت‌های میلونیتی: کانی‌های ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، کوارتز و بیوتیت از کانی‌های سازندة این سنگ‌ها هستند.

- پلاژیوکلازها: در برخی نمونه‌ها، در بلورهای این کانی پدیدة پس از مرحلة ماگمایی (Post magmatic) دیده می‌شود (Passchier and Trouw, 1996؛ شکل 5- A). در پی افزایش تنش، شکستگی‌هایی در این کانی‌ها پدید آمده‌اند که با کانی‌های ثانویه (مانند: کوارتز، کلسیت و سریسیت) پرشده‌اند. در برخی نمونه‌ها، این کانی، به‌صورت ساختار هسته -پوشش دیده می‌شود (شکل 5- B) و در اثر فعالیت‌های زمین‌ساختی، کانی‌های موجود خردشده و به‌صورت هم‌مرکز در گرداگرد بلورهای درشت پلاژیوکلاز دیده می‌شوند. در پی تنش کششی، در برخی نمونه‌ها، یک دسته شکستگی موازی در بلورهای پلاژیوکلاز پدید آمده است که با سیلیس ثانویه پرشده‌ است. در برخی نمونه‌ها، این شکستگی‌ها در این کانی‌ها برگوارگی (فولیاسیون) پدید آورده‌اند (Passchier and Trouw, 1996؛ شکل 5- C).

- بیوتیت: در برخی نمونه‌ها، ﺗﺄثیر تنش فشارشی به بلور‌های کانی بیوتیت، سبب حرکت جریانی این کانی در سطوح رخ و پیدایش بافت چشمی در این کانی‎ها شده است (Passchier and Trouw, 1996؛ شکل 5- D). اعمال دو جهت تنش با زاویه کمتر از 90 درجه بر بلورهای کانی بیوتیت، سبب حرکت جریان بلورهای این کانی در میان سطح‌های رخ و پیدایش ساختار C- شکل در بلورهای این کانی شده است (Passchier and Trouw, 1996؛ شکل 5- E). اعمال چند جهت تنش بر بلورهای کانی بیوتیت سبب حرکت جریان بلورهای این کانی در میان سطح‌های رخ و پیدایش ساختار S- شکل در بلورهای این کانی شده است (Passchier and Trouw, 1996؛ شکل 5- F). ساختارهای یادشده نشان می‌دهند توده گرانیتی گپدان دچار فرایندهای دگرریختی با راستاهای تنش مختلف در چندین مرحله شده است. همچنین، بافت‌های نواری، چشمی و کاتاکلاستیک در گرانیت‌های میلونیتی توده که پیامد فعالیت‌های زمین‌ساختی پس از جایگیری آن هستند، نشان از زمین‌ساخت فعال منطقه دارند.

زمین‌شیمی

در نمودار رده‌بندی Cox و همکاران (1979)، Le Bas و همکاران (1986) و Middlemost (1994) که به‌نام نمودار TAS شناخته می‌شود، ‌سنگ‌های بررسی‌شده در محدوده گرانیت، گرانودیوریت، دیوریت و مونزودیوریت جای گرفته‌اند (شکل 6).

 

 

شکل 6- جایگاه سنگ‌های کوه گپدان در نمودار رده‌بندی سنگ‌های آذرین (Middlemost, 1985) (در همه نمودارهای زمین‌شیمیایی از نشانه‌های به‌کاررفته در این شکل بهره گرفته شده است)

 

به‌علت پیوسته‌بودن ترکیب شیمیایی سنگ‌ها، در همه نمودارهایِ هارکرِ عنصرهای اصلی (شکل 7) و عنصرهای فرعی (شکل 8)، به‌علت دامنه کم تغییرات ترکیب شیمیایی ‌سنگ‌های بررسی‌شده، عنصرهای اصلی روند پیوسته و نزدیک به‌هم را نشان می‌دهند. روند پیوسته تغییرات اکسیدهای اصلی گواهی بر تحولات شیمیایی ماگما دانسته می‌شود. در حقیقت، میانگین این تغییر و تحولات، روند تحولی بخش‌های گوناگون ماگما را نشان می‌دهد (Rollinson, 1993).

سنگ‌های گرانیتو‌ییدی کوه گپدان از سری کالک‌آلکالن هستند و روندی تفریقی به‌سوی سنگ‌های غنی‌ترِ آلکالن را نشان می‌دهند. شماری از نمونه‌های گرانودیوریتی به‌علت دگرسانی و یا آلایش پوسته‌ای در محدوده سنگ‌های توله‌ایتی جای گرفته‌اند (شکل 9).

 

 

 

شکل 7- نمودارهای هارکر عنصرهای اصلی (Harker, 1909) برای سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان)

 

 

شکل 8- نمودارهای هارکر عنصرهای فرعی و کمیاب برای سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان)


 

 

 

شکل 9- سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان) روی نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)

 

نمودارهای عنکبوتی برای بررسی تغییر تحولات ماگمایی مادر نسبت به ماگمای اولیه و نزدیکی ژنتیکی آنها اهمیت بالایی دارند. ترتیب عنصرها در نمودارهای عنکبوتی برپایة تحرک و افزایش ناسازگاری آنهاست. عنصرهای با تحرک بالا در بخش چپ و عنصرهای با تحرک کمتر در بخش راست نمودار جای گرفته‌اند و ازاین‌رو، برپایة ناسازگاری از راست به چپ مرتب می‌شوند (Rollinson, 1993). الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) در شکل 10 آورده شده است.

در این نمودار موازی‌بودن الگوی تغییر ترکیب سنگ‌های منطقه، سازوکار پیدایش آنها و خاستگاه‌گرفتن از یک ماگما را نشان می‌دهد. در این نمودار، غنی‌شدگیِ بیشتر در عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE؛ مانند: La، Pr، Nd و Pm) و غنی‌شدگیِ کمتر در عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE؛ مانند: Ho، Er، Tm، Yb و Lu) دیده می‌شود که این از ویژگی‌های بارز ماگماهای کالک‌آلکالن است (Gill, 1981).

مقدار Eu با بود یا نبود پلاژیوکلاز کنترل می‌شود (Taylor and McLennan, 1985). پس خارج‌شدن فلدسپار از مذاب فلسیک از راه تبلوربخشی (تبلور جزء به جزء) یا ذوب‏‌بخشی سنگی که فلدسپار در خاستگاه آن به‌جای مانده است، بی‌هنجاری منفی Eu در مذاب را به‌دنبال دارد (Rollinson,1993; Djouka-Fonkwe et al., 2008).

 

 

 

شکل 10- نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) برای سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان)


 

 

آنومالی Eu به فوگاسیته اکسیژن و جدایش پلاژیوکلاز از مذاب بستگی دارد (Wilson, 1989). احتمالاً آنومالی منفی و مثبت Eu در برخی نمونه‌ها پیامد خروج یا افزایش این عنصر توسط پلاژیوکلاز در فازهای پیشین تبلور است (شکل 10). در برخی نمونه‌ها، برخی عنصرهای خاکی کمیاب (مانند: Yb و Pr) آنومالی منفی دارند (شکل 10) که این پدیده احتمالاً پیامد به‌جای‌ماندن این عنصرها در فازهای دیرگداز (مانند: ایلمنیت، مونازیت و اسفن) است.

به‌دلیل ضریب توزیع بالای HREE‌ها در گارنت، در بیشتر موارد، الگوی شیب‌دار عنصرهای خاکی نادر را پیامد گارنت به‌جامانده در خاستگاه می‌دانند (Dostal et al., 2003)؛ اما در حقیقت، الگوی شیب‌دار REE همیشه نیازمند گارنت‌داربودن خاستگاه نیست. در صورت نبود گارنت در خاستگاه الگوی شیب‌دار چه‌بسا پیامد وجود آن در رسوب‌های در حال ذوب باشد (Avanzinelli et al., 2009). بلکه گاه نیز عامل متاسوماتیسم از جایی خاستگاه گرفته است (برای نمونه، گوشتة ژرف یا رسوب‌های فرو‌رونده) که گارنت فاز به‌جامانده در آنجاست (Wilson, 1989). نمودارهای عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده دربرابر ترکیب پوستة زیرین قاره‌ای (Taylor and McLennan., 1995) در شکل 11 آورده شده‌اند.

 

 

 

شکل 11- نمودارهای عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده دربرابر ترکیب پوستة زیرین (Taylor and McLennan, 1995) ‌برای سنگ‌های گرانیتی کوه گپدان


 

 

برپایة این نمودار، در سنگ‌های نفوذی و دایک‌های منطقه، عنصرهای Cs، K و Sr دربرابر پوستة زیرین قاره‌ای غنی‌شدگی و عنصرهای Zr، Ba، Ti، و Yb تهی‌شدگی نشان می‌دهند. غنی‌شدگی عنصرهای با شدت میدان الکتریکی کم (LILE؛ مانند: Th، Rb، La، K و Ce) و تهی‌شدگی عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE؛ مانند: Nb، Ti، Hf و Zr) از ویژگی بارز کمان‌های مرتبط با فرورانش مرز قاره‌ای فعال هستند (Hawkesworth et al., 1991; Khan et al., 1993; Castillo et al., 2006). هرچند برخی پژوهشگران، تهی‌شدگی Nb، Ti و Zr را به فرایند‌های تهی‌شدگی پیشین در سنگ‌های گوشته نیز وابسته دانسته‌اند (Gust et al., 1977; Woodhead et al., 1993). مقدار کم Ti و Nb نشانة به‌جای‌ماندن این عنصرها در خاستگاه، هنگام ذوب و نشان‌دهندة حضور فازهای دیگر دارای این عنصرها (مانند: روتیل، ایلیمنیت، آمفیبول پاراگازیتی تیتان‌دار، اسفن و آپاتیت) در پوستة اقیانوسی فرورونده و یا گوة گوشته‌ای ذوب‌نشده‌ است (Tatsumi et al., 1986; Keppler, 1996). غنی‌شدگی اندک Sr پیامد وجود مقداری پتاسیم‌فلدسپار در این نمونه‌هاست (Martin, 1999). غنی‌شدگی پتاسیم (K) و سزیم (Cs) پیامد وجود آلکالی‌فلدسپار در نمونه‌های منطقه است. غنی‌شدگی و تهی‌شدگی Sr به مقدار پلاژیوکلاز بستگی دارد؛ زیرا این عنصر همراه با پلاژیوکلاز از محیط خارج می‌شود (Martin, 1999). ازاین‌رو، غنی‌شدگی و تهی‌شدگی استرانسیم به مقدار و نوع فلدسپارهای نمونه‌های بررسی‌شده بستگی دارد (شکل 11).

در نمودار Zr+Nb+Ce+Y ‌دربرابر Na2O+K2O)/CaO برای تفکیک گرانیتو‌ییدها (شکل 12)، نمونه‌های منطقه در محدوده I و S و در هر دو بخش OGT و FG جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 12- جایگاه سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان) روی نمودار Zr+Nb+Ce+Y ‌دربرابر Na2O+K2O)/CaO) (Whalen et al., 1987) (OGT: گرانیتو‌ییدهای نوع کوه‌زایی I و S عادی؛ FG: جدایش‌یافته)

 

 

برپایة نمودارهای K2O ‌دربرابر Na2O و AFC در شکل‌های 13- A و 13- B، بیشتر نمونه‌ها در محدودة I و شمار اندکی در محدودة S جای گرفته‌اند. گاه این تمایل نیز می‌تواند پیامد تفریق سری I به سری S باشد. ازاین‌رو، گمان می‌رود، گرانیت‌های این منطقه از نوع I هستند، اما احتمالاً حضور بیگانه‌سنگ‌های متاپلیتی و پدیده ذوب رسوب‌های فلیشی سرشت گرانیت‌های منطقه را به S تغییر داده است. ازاین‌رو، گمان می‌رود گرانیت‌های کوه گپدان نیز همانند توده زرگلی (Kashtagar, 2004)، از نوع دورگه (هیبریدی) باشند.

 

 

 

شکل 13- جایگاه سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان) در: A) نمودار AFC (Chappell and White, 1979)؛ B) نمودار K2O ‌دربرابر Na2O (Chappell et al., 1998)

 

 

برای بررسی روابط خویشاوندی نمونه‌های منطقه، نمودارهای عنصرهای ناسازگار ‌دربرابر عنصرهای ناسازگار به‌کار برده شدند (شکل 14). اگر نمونه‌ها در نمودارِ دو عنصرِ ناسازگار ‌دربرابر هم روند خطی مثبت داشته باشند و این روند خطی مثبت از مبداء مختصات بگذرد، فرایند اصلی ارتباط‌دهنده این سنگ‌ها جدایش بلوری است وگرنه، فرایند اصلیِ ارتباط‌دهنده ذوب‏‌بخشی خواهد بود (Rogers et al., 1984). همان‌گونه‌‌که در شکل 14نشان داده شده است، ‌بیشتر نمونه‌ها روندی خطی صعودی دارند که از مبدا مختصات می‌گذرد. پس فرایند جدایش بلوری در تحولات ماگمایی منطقه نقش داشته است.

برای شناسایی فرایندهای ﻣﺆثر بر جدایش بلوری، نمودار Rb ‌دربرابر Rb/Th (Tchameni et al., 2006) به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‌های منطقه (شکل 15) روند صعودی در جهت افزایش محورهای X و Y از خود نشان می‌دهند که نشان‌دهندة جدایش بلوری همراه با پدیده هضم (AFC) است. ازاین‌رو، احتمالاً پدیده هضم و آلایش پوسته‌ای در تغییر و تحول سنگ‌های منطقه نقش داشته است.

در نمودارهای شناسایی، پهنه‌های زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های گرانیتو‌ییدی با به‌کارگیری عنصرهای کمیاب (Y، Ta، Yb و Rb) از یکدیگر بازشناخته می‌شوند (Pearce et al., 1999). برپایة این نمودارها، سنگ‌های کوه گپدان در محدودة کمربند آتشفشانی پهنه فرورانش (VAG) جای گرفته‌اند (شکل 16).

 

 

شکل 14- نمودار تغییرات عنصرهای ناسازگار ‌دربرابر ناسازگار برای سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان)

 

 

شکل 15- سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان) در نمودار تغییرات Rb ‌دربرابر Rb/Th (نمودار پایه از Tchameni و همکاران، 2006)

 

شکل 16- جایگاه سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان) روی نمودارهای شناسایی محیط‌های زمین‌ساختی (Pearce et al., 1984)

 

 

بحث

برپایة ویژگی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی، سنگ‌های گرانیتی کوه گپدان، نشان از ﺗﺄثیر پوسته در تکامل ماگمای سازنده‌شان دارند. برخی از این ویژگی‌ها عبارتند از: وجود مقدار بالای آلومینیم در برخی داده‌های زمین‌شیمیایی و وجود انکلاوهای متاپلیتی در برخی نمونه‌ها. برای شناسایی خاستگاه گوشته‌ای و پوسته‌ای، نسبت عنصرهای خاکی نادر به‌کار برده می‌شود. این نسبت به‌ترتیب برای عنصرهای Nb/Ce و Nb/La در گوشته 39/0 و 01/1 (Sun and McDonough, 1989) و در پوسته 23/0 و 46/0 (Weaver and Tarney, 1984) است. میانگین نسبت‌های Nb/Ce و Nb/La برای نمونه‌های این منطقه به‌ترتیب 27/0 و 58/0 است. این مقدارها نشان می‌دهند پوسته در پیدایش ماگمای سازندة سنگ‌های گرانیتو‌ییدی منطقه نقش داشته است. نمودار Nb/Rb ‌دربرابر Rb/Y (شکل 17- A) که برای شناخت غنی‌شدگی با سیال‌ها در پهنه فرورانش و آلایش پوسته‌ای به‌کار می‌رود (Temel et al., 1998) نشان می‌دهد نمی‌توان اثر آلایش پوسته‌ای در پیدایش ماگما سازنده سنگ‌های گرانیتی کوه گپدان را نادیده گرفت. غنی‌شدگی سنگ‌ها از عنصرهای ناسازگار Th، K، Rb و La و تهی‌شدگی از عنصرهای Ti، Sr و Ba نشان‌دهندة ماگمایی با تأثیر مواد پوسته‌ای است (Taylor and McLennan, 1995; Thuy et al., 2004) و این وضعیت در ‌سنگ‌های بررسی‌شده نیز به‌چشم می‌خورد. همچنین، فراوانی عنصرهای LILE (مانند: K، U، Th و Rb) و آنومالی منفی Ti حاصل ماگمایی با مشارکت پوسته قاره‌ای دانسته می‌شود (Chappell and White, 1992; Harri et al., 1989). در سنگ‌های این منطقه نیز اینچنین است. پس شاید غنی‌شدگی عنصرهای ناسازگار (مانند: Hf، Nd، K، Th، Rb) و تهی‌شدگی عنصرهای سازگار (مانند: Eu، Ba، Sr، P، Ti، Zr، Yو Sm) نشانة پیدایش ماگما از ذوب گوشته بالایی و دخالت پوسته قاره‌ای باشد. داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب Sr و Y برای تفسیر خاستگاه سنگ‌های آذرین به‌کار برده می‌شوند. در نمودار تغییرات Y ‌دربرابر Sr/Y (شکل 17- B)، نمونه‌های سنگی این منطقه در محدوده ماگماهایی با خاستگاه گوشته‌ای و به مقدار کم پوسته‌ای جای گرفته‌اند؛ اما بیشتر نمونه‌ها در محدوده گوشته‌ای جای دارند. در رژیم‌های کمان قاره‌ای، ماگمای گوشته‌ای و یا ماگمای پدیدآمده از مذاب ورقه اقیانوسیِ در حال فرورانش، اگر با سیال‌ها غنی‌سازی شود و یا در پی آلایش پوسته‌ای ترکیب آن تغییر کند، سنگ‌هایی با ترکیب دیوریت،گرانودیوریت و گرانیت را پدید می‌آورد. این الگو به‌نام الگوی AFC شناخته می‌شود (De Paolo, 1981). نمودار Rb ‌دربرابر Zr/Rb برای نشان‌دادن آلایش پوسته‌ای به‌کار می‌رود. روند کاهشی در این نمودار نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای است (Chappell and White, 1974). در نمودار Rb ‌دربرابر Zr/Rb (شکل 17- C)، سنگ‌های گرانیتو‌ییدی این منطقه روند کاهشی دارند و این نکته نشان‌دهنده آلایش پوسته‌ای در آنهاست. بررسی‌های انجام‌شده نشان می‌دهند ماگماهای متاآلومینوس از ذوب‏‌بخشی منابع سرشار از آمفیبولیت پدید می‌آیند (Whitney, 1989). برای به‌کارگیری اکسیدهای اصلی در رابطه با خاستگاه سنگ‌های گرانیتو‌ییدی منطقه، نمودار Al2O3/FeOt + MgO + TiO2 ‌دربرابر Al2O3/FeOt + MgO+ TiO2 (شکل 17- D) به‌کار برده شد. این نمودار نشان‌‌دهندة مذاب‌های لوکوگرانیت پرآلومینوس، پلیتی، گری‌وکی و مذاب‌های پدیدآمده از ذوب آمفیبولیت است. در این نمودار، ماگمایی با خاستگاه آمفیبولیتی، ترکیبی همانندِ ماگماهای پدیدآمده از ذوب پوسته اقیانوسیِ در حال فرورانش و یا پدیدآمده از ذوب سنگ‌های بازیک از خود نشان می‌دهد. ماگماهای با خاستگاه لوکوگرانیت پرآلومینوس و گری‌وکی نیز ترکیبی همانندِ ماگماهای پدیدآمده از ذوب رسوب‌های آواری و رس‌ها و یا ترکیبی همانندِ ماگمای پدیدآمده از ذوب پوستة‌‌ قاره‌ای (پوستة زیرین) از خود نشان می‌دهند. برپایة این نمودار، سنگ‌های این منطقه خاستگاه آمفیبولیتی نشان می‌دهند (شکل 17- D). گرانیت، گرانودیوریت، مونزونیت و دیوریت از سنگ‌های گرانیتو‌ییدی کوه گپدان هستند. ویژگی‌های سنگ‌شناختی (مانند: حضور کانی‌های هورنبلند و بیوتیت،، مسکوویت اندک) و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی این سنگ‌ها نشان از وابستگی آنها به پهنه‌های فرورانش دارد که گویا در پی بالاآمدن مذاب‌های بجامانده از ذوب‏‌بخشی پوستة اقیانوسی نئوتتیس هنگام برخورد بلوک لوت به بلوک سیستان و رژیم‌های زمین‌ساختی پس از آن پدید آمده‌اند. در پایان، ماگمای سازندة این سنگ‌ها با خاستگاه آمفیبولیتی پیامد ذوب و جدایش بلوری ماگمای پدیدآمده از پوستة اقیانوسی نئوتتیس و آلایش با سنگ‌های رسوبی بوده است. ازاین‌رو، شاید خاستگاه این تودة گرانیتی را بتوان هیبریدی دانست.

 

 

 

شکل 17- سنگ‏های گرانیتی کوه گپدان (شمال‌باختری زاهدان) در: A) نمودار Nb/Rb دربرابر Rb/Y (Temel et al., 1998)، برای تشخیص غنی‌شدگی سیال‌ها در پهنه‌های فرورانش و آلودگی پوسته‌ای؛ B) نمودار خاستگاه ‌سنگ‌های بررسی‌شده برپایة Y دربرابر Sr/Y (Martin, 1993)؛ C) نمودار Rb دربرابر Zr/Rb (De Paolo, 1981)؛ D) خاستگاه سنگ‌های منطقه برپایة نمودار پیشنهادیِ Magna و همکاران (2010)

 

 

نتیجه‌گیری

توده‌ گرانیتو‌ییدی کوه گپدان از دیدگاه سنگ‌شناسی، ترکیبی از مونزوگرانیت، پگماتیت، گرانودیوریت تا دیوریت دارد. از دیدگاه کانی‌شناسی، کانی‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، ارتوکلاز و میکروکلین، بیوتیت و هورنبلند از مهم‌ترین کانی‌های سازندة این سنگ‌ها هستند. بافت بیشترآنها دانه‌ای است؛ اما بافت‌های پگماتیتی، میکروگرانولار، گرافیکی و کرمی‌شکل را نیز می‌توان در آنها دید. توده گرانیتوییدی گپدان درون فلیش‌های ائوسن برونزد یافته است و در محل برخورد با آنها دگرگونی‌های همبری ضعیفی را پدید آورده است. همچنین، این توده با گروهی از دایک‌هایی که بیشتر ترکیب آندزیتی دارند، قطع شده است. بیشتر این دایک‌ها بافت‌های میکرولیتی و میکرولیتیک پورفیری دارند که نشانة پیدایش آنها در ژرفای کم و شرایط نیمه‌آتشفشانی است. برپایة بررسی‌های کانی‌شناسی، کانی‌های بیوتیت و هورنبلند در گروهی از سنگ‌های گرانیتو‌ییدی کوه گپدان دیده می‌شوند که نشان می‌دهند همانند گرانیت زاهدان، ماگمای سازندة این سنگ‌ها نیز ماگمایی آبدار و بیشتر از نوع I بوده است. ساختارهای C- و S- شکل در گرانیت‌های میلونیتی‌شدة توده گرانیتو‌ییدی گپدان، همراه با بافت‌های نواری، چشمی و کاتاکلاستیک نشان می‌دهد توده یادشده دچار فرایندهای دگرریختی با راستاهای تنش گوناگون شده است. برپایة بررسی‌های کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی، این سنگ‌ها نیز همانند گرانیت زاهدان، گویا به پهنه‌های فرورانشی در مرز فعال قاره ای وابسته هستند. از دیدگاه درجه اشباع‌شدگی از آلومینیم، در گروه متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوس جای می‌گیرند. برپایة بررسی‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب، سنگ‌های گرانیتوییدی منطقه همانند گرانیت زاهدان سری ماگمایی کالک‌آلکالن هستند و احتمالأ جدایش بلوری ماگما و آلودگی پوسته‌ای سازوکارهای پیدایش سنگ‌های منطقه بوده‌اند. ازاین‌رو، شاید بتوان این گرانیت‌ها را از نوع هیبریدی دانست. میانگین نسبت‌های Nb/Ce و Nb/La با مقدار 27/0 و58/0 نشان‌دهندة تأثیر پوسته در تکامل سنگ‌های گرانیتی کوه‌گپدان است. بررسی‌های زمین‌شیمیایی و تکتونوماگمایی نشان می‌دهند که پیدایش آنها احتمالأ با فرونشینی پوستة اقیانوسی نئوتتیس و برخورد بلوک‌های لوت و سیستان مرتبط بوده است.

References

Avanzinelli, R., Lustrino, M., Mattei, M., Melluso, L. and Conticelli S. (2009) Potassic and ultrapotassic magmatism in the circum-Tyrrhenian region: Significance of carbonated politic vs. politic sediment recycling at destructive plate margine. Lithos 113(5):213-227.
Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46(1): 605-626.
Behrouzi, A. (1993) Geological map of Zahedan quadrangle (1:250000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Boomeri, M., Lashkaripour, G. and Gargich, M. (2005) F and Cl in biotites from Zahedan granitic rocks. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 13(3-4): 80-94 (in Persian).
Castillo, P. R., Rigby, S. J. and Solidum, R. U. (2006) Origin of high field strength element enrichment in volcanic arcs: geochemical evidence from the Sulu Arc, Southern Philippines. Lithos 9(4): 271-288.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite type. Pacific Geology 8(25):173-174.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1979) Two contrasting granite types. Pacific Geology 46(43): 234-863.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Scienes 8(83): 1-26.
Chappell, B. W., Bryant, C. J., Wyborn, D., White. A. J. R and Williams. I. S (1998) High and low Temperature I-type granites. Resource Geology 48: 225-236.
Clarke, D. B. (1992) Granitoid rocks. Chapman & Hall Publication, London, UK.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London, UK.
De Paolo, D. J. (1981) Trace element and isotopic effects of combined wall-rock assimilation and fractional crystallization. Earth Planetary Science Letters 53(2): 189-202.
Debon, F. and Lefort, P. (1983) A chemical mineralogical classification of common plutonic rock and association. Royal Society of Edinburg Transaction 73(4): 135-149.
de la Roche, H., Leterrier, J., Grad claude, P. and Marchrl, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagrams. Chemical Geology 29(4): 183-210.
Djouka-Fonkwe, M. L., Schulz, B., Schu, U., Tchouankoue, J. P. and Nzolang, C. (2008) Geochemistry of the Bafoussam Pan-African I- and S-type granitoids in western Cameroon. Journal of African Earth Sciences 50(5):148–167.
Dostal, J., Breitsprecher, K., Church, B. N., Thorkelson, D. and Hamilton, T. S. (2003) Eocene melting of Precambrian lithosphrric mantle: Analcime- bearing volcanic rocks from the Challis-Kamloops belt of south central British Columbia. Journal Volcanology and Geothermal Resarch 126(3): 303-326.
Frost, B. R., Barnes, C. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A Geochemical classification for granite rocks. Journal of Petrology (42): 2033-204.
Ghasemi, H., Sadeghian, M. and Khanalizadeh, A. (2008) Investigating mechanism and formation Zahedan granitoids in southeastern Iran. Earth Sciences Quarterly 551(4): 570-578 (in Persian).
Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer, Berlin, Germany.
Gust, D. A., Arculus, R. A. and Kersting, A. B. (1977) Aspects of magma sources and processes in the Honshu arc. The Canadian Mineralogist 35(2): 347-365.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methneu, London, UK.
Harri, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Collision Tectonics (Eds. Coward M. P. and Ries, A. C.) 19(4): 67-81. Geological Society of London, UK.
Hawkesworth, C. J., Hergt, J. M., Ellam, R. M. and McDermott, F. (1991) Element fluxes associated with subduction related magmatism. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 335(3): 393-405.
Healy, B., Collins, W. J. and Richards, S. W. (2004) A hybrid origin for Lachlan S-type granites: The Murrmbidgee Batholith example. Lithos 78(8): 197-216.
Hosseini, M. R. (2002) Petrology and geochemistry of granitoids in southwest of Zahedan. M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) Aguide to the chemical classification of the common rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8(5): 523-548.
Kananian, A., Rezaei Kahkhaee, M. and Ismaili, M. (2006) Geology and Tectonic setting of Lahkhashk, granodiorite, northwest of Zahedan, Iran. Journal of Earth Sciences 65(3): 126- 143 (in Persian).
Kashtagar, S. (2004) Petrology, geochemistry and structural analysis of Zargoli granites. M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Kashtagar, S. and Nazari, M. (2007) Investigating deformation fabric and replacement mechanism of granites at the Northwest Zahedan (Kuh-e- Zargoli). Journal of Applied Geology 3(2): 129-143 (in Persian).
Keppler, H. (1996) Constraints from partitioning experiments on the composition of subduction zone fluids. Nature 380(4): 237-240
Khan, M. A., Jan, Q. M. and Weaver, B. L. (1993) Evolution of the lower arc crust in Kohistan, N. Pakistan: temporal arc magmatism through early, mature and intra arc rift stages. In: Himalayan Tectonics (Eds. Treloar, P. J. and Searle, M. P.) 74(1):123–128. Geolgical Society London, UK.
Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. A. (1986) Chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali- silica diagram. Journal of Petrology 27(3): 745-750.
Lameyre, J. and Bowden, P. (1982) Plotonic rock types scries: discrimination of various granitoid scrics and related rocks. Journal of volcanology and geothermal research 14(4): 169.
Magna, T., Janousek, V., Kohot, M., Oberli, F. and Wiechert, U. (2010) Fingerprinting sources of orogenic plutonic rocks from Variscan belt with lithium isotopes and possible link to Subduction- related origin of some A-type granites. Chemical Geology 274(4): 94-107.
Martin, H. (1993) The mechanisms of petrogenesis of the Archaean comparison with modern processes. Lithos 30(3): 373-388.
Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46(3): 411-429.
Martin, R. F. and Piwinskii, A. J. (1972) Magmatism and tectonic setting. Journal of Geophysics 77(1-2): 4966-75.
Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews 37(3-4): 215–224.
Middlemost, E. A. K. (1985) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews 37: 215-224.
Mohammadi, A. M., Burg, J. P., Bouilhol, P. and Ruh, J. (2016) U–Pb geochronology and geochemistry of Zahedan and Shah Kuh plutons, Southeast Iran: Implication for closure of the South Sistan suture zone. Lithos 248(5): 293–308.
Nakamura, N. (1974) Dedetermination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimca et Cosmochim Acta 38(5): 757- 775.
Passchier, C. W. and Trouw, R. A. J. (1996) Microtectonics. Springer-Verlag, Berlin Heidelberg, New York, US.
Pearce, J. A., Kempton, P. D., Nowell, G. M. and Noble, S. R. (1999) Hf-Nd elements and isotope perspective on the nature and provenance of mantle and subduction components in western Pacific arc basin systems, Journal of Petrology. 40 (11): 1579-1611.
Pearce, J. A., Lippard, S. J. and Roberts, S. (1984) Characteristics and tectonic significance of suprasubduction zone ophiolites. In: Marginal basin geology (Eds. Kokelaar, B. P. and Ho Weles, M. F.) Special Publications, 16(1):77-94. Geological Society of London, UK.
Pitcher, W. S. (1983). Granite type and tectonic environment. In: Mountain Building Processes (Ed. Hsu. K. J.) 19-40.
Rezaei Kahakhaee, M., M. Rahbar, R. and Ghasemi, M. (2017) Determination of Lakhshk granitoid age with U-Pb method on zircon and titanite minerals, East of Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 2(2):111 -122.
Rezaei Kahakhaee, M. (2006) Investigation of Petrogenesis and Tectonics Setting of Lakhshak Granitoid. M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Rogers, G. and Hawkeswort, C. J. (1984) A geochemical traverse across the north Chilean Andes: evidence for crust generation from mantle wedge. Earth and planetary Science Letters 91(3-4): 271-285.
Rollinson, H. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman, London, UK.
Sadeghian M. (2004) Magmatism, metallurgy and replacement mechanism of Zahedan granitoid. Ph.D. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Sadeghian, M. and Valizadeh, M. V. (2007) Mechanism of replacement Northern part of Zahedan Granitoid. Earth Sciences Quarterly 66(2): 134-159 (in Persian).
Saravani, F. and Rezaii, M. (2011) Investigation of mineral chemistry in Zargloli granitoid. M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Schermaier, A., Hauns Chmind, B. and Finger, F. (1997) Distribution of Variscan I and S-type granites in the eastern Alps: possible clue to unravel pre-Alpian basement structure. Tectonophysics 272(18): 315-333.
Shand, S. J. (1943) The Eruptive Rocks. 2nd Edition. John Wiley, New York, US.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Magmatism in ocean basins. Geological Society of London, special publication 42(3-4): 313-345.
Tatsumi, Y., Hamilton, D. L. and Nesbitt, R. W. (1986) Chemical characteristics of fluid plase released from a subducted lithosphere and origin of arc magmas: evidence from high- pressure experiments and natural rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research 29(7): 293-310.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985)The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Scientific Publication, Carlton, Vic., Australia.
Tchameni, R., Pouclet, A., Penay, J., Ganwa, A. and Toteu, S. (2006) Petrography and geochemistry of the Ngaondere Pan–African granitoids in Central North Cameroon: Implication for their sources geological setting. Journal of African Earth Sciences 44(6): 511-529.
Temel, A., Gundogdu, M. N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high-K calc-alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Resarech 85(4): 327–354.
Thuy, N. T. B., Satir, M., Siebel, W., Vennemann, T. and Long, T. V. (2004) Geochmical and isotopic constrains on the perogenesis of granitoids fom the Dalat zone, southern Vietnman. Journal of Asian Earth Scienes 23(4): 467-482.
Tirrul, R., Bell, I. R., Griffis, R. J. and Camp, V. E. (1983) The Sistan Suture Zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 94(1):134-150.
Weaver, B. L. and Tarney, J. (1984) Empirical approach to estimating the composition of the continental crust. Nature 310(16): 575-577.
Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites, geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Contributions to Mineraloy and Petrology 95(4): 407-419.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185–187.
Whitney, J. A. (1989) Origin and evolution of silicic magmas. Reviews in Economic Geology 4(3): 183-203.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis. Unwin and Hyman, London, UK.
Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematic in island arc and back-arc basin basalts: evidence for multi-phase melt extraction and a depleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters 114(2): 491-504.
Petrological Journal
Volume 9, Issue 2 - Serial Number 34
September 2018
Pages 59-80

Files

History

  • Receive Date: 31 October 2017
  • Revise Date: 16 January 2018
  • Accept Date: 11 April 2018

Share

How to cite

Statistics