Petrology, geochemistry and origin of Mirabad dacitoid dykes, south of Zahedan (Southeast of Iran)

Document Type : Original Article

Authors

1 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

2 Geology department, Facualty of science, University of Sistan and Baluchestan, zahedan, Iran

3 Geology departmentT Faculty of Science, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

Abstract

The Mirabad dacitoid dykes exposed in the Sistan and Baluchestan province, Sistan suture zone and South of Zahedan city, near Mirabad village. These dykes, with mainly dacitoid in composition, are hosted by the Eocene flysch assemblages and the Cretaceous ophiolitic mélange. They are composed of plagioclase, quartz, hornblende and biotite minerals and the dominant texture is porphyry. The studied dykes have sharp boundary with host rocks and sometimes have metapelitic enclaves. They are calc-alkaline, meta-aluminous and I-type nature with LREE and LILE enrichment and HREE and HFSE depletion. Europium does not show any distinct anomaly reflecting the oxidation state of magma. The rocks under study have a common origin on the base of similar REE trends and spider diagram and are related to subduction environments on tectonomagmatic diagrams. Based on the Ta/Yb versus Th/Yb tectonomagmatic diagram, it is possibly that the parent magma derived from the mantle wedge above the subduction plate, which is usually affected by the fluids released from the subducted plate and their elements (including silica, potassium and sodium). The overall results indicate that the investigated dykes are synmagmatism occurred during subduction of Neothytean oceanic crust between the Lut and the Afghanblocks.

Keywords

Main Subjects

Full Text

دایک‏‌ها، سنگ‏‌های آذرین صفحه‏‌‌مانند ماگمایی هستند که لایه‏‌بندی و یا فولیاسیون سنگ‏‌های میزبان را با زاویه قطع می‏‌کنند (Irene and Raposo, 2020; Emerman and Marret 1990). دایک‏‌ها معمولاً به‌صورت گروهی (Swarm) با ستبرای متفاوت (از چند سانتیمتر تا چندین متر) و درازای متغیر (از چند متر تا چند ده کیلومتر) هستند (Hastie et al., 2014). دایک‏‌ها به‌صورت مستمر و آهسته (برای نمونه، مقیاس زمانی کمتر از 100 میلیون سال) در پوسته جایگیری می‏کنند (Petfor et al., 2000). در دایک‏‌های نزدیک به سطح، مدت انجماد کامل ماگما چند روز و در دایک‏‌های ژرف، به چند صد سال می‏‌رسد (Chenet and Grapes, 2007). ترکیب سنگ‏‌شناسی دایک‏‌ها از بازیک تا اسیدی است.

این سنگ‌ها در بیشتر پهنه‏‌های ساختاری ایران در زمان‌های گوناگون دیده می‏‌شوند. در پهنة جوش‏‌خوردة سیستان دایک‏‌های فراوانی دیده می‌شوند که دایک‏‌های لامپروفیری، دیابازی، حد واسط و اسیدی از مهم‌ترین آنها به‌شمار می‌روند (Sadeghian and Valizadeh, 1996).

Sadeghian (2004)، با بررسی سنگ‌نگاری و فابریک سیل‌های درون گرانیتویید زاهدان نشان دادند آنها از نوع دایک‏‌ها و سیل‏‌های همزمان با ماگماتیسم (synplutonic) هستند؛ اما Kord و همکاران، (2004) آنها را دایک با سرشت آلکالن و کالک‌آلکالن و در ردة سنگ‏‌های آذرین پتاسیم متوسط تا پتاسیم بالا دانسته‌اند. Kananian و همکاران (2006)، پیدایش دسته‌های موازی دایک با ترکیب حد واسط تا اسیدی درون تودة لخشک را مرتبط با فرورانش پوستة اقیانوسی جوان سیستان به زیر بلوک افغان می‏‌دانند. به باور Farrokhnejad و Ahmadi (2011)، دایک‏‌های لامپروفیری کمپلکس لار دربردارندة شماری زینولیت الترامافیک با بافت پورفیری همسان‌دانه هستند.

تا کنون دربارة دایک‏‌های منطقه میرآباد بررسی زمین‏‌شناسی دقیقی انجام نشده است. تنها در ﻧﻘﺸﻪﻫﺎی زﻣﯿﻦ‏‌ﺷﻨﺎﺳﯽ 1:250000 ﺧﺎش (Ghandchi and Afsharian, 1994) و 1:100000 نوک‏‌آباد (تهیه‌شده به‌دست Sahandi و Afsharian (1984)) از آنها یاد شده است.

در این نقشه‏‌ها، ترکیب آنها را دیوریتی دانسته‏‌اند. این پژوهش از نخستین بررسی های سنگ‌شناختی روی این دایک‏‌ها به‌شمار می‌رود و در آن تلاش شده است ویژگی‌های سنگ‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی و خاستگاه آنها شناخته شود.

 

روش انجام پژوهش

در این پژوهش، با انجام چند دوره بازدیدهای صحرایی از همة دایک‏‌ها و سنگ‏‌های میزبان، شمار 80 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان المپوس مدل BX51P در دانشگاه سیستان و بلوچستان بررسی شدند. سپس شمار 10 نمونة سالم و بی‌دگرسانی برگزیده و برای انجام تجزیة شیمیایی به آزمایشگاه زرآزمای ماهان درکرمان فرستاده شدند. در این آزمایشگاه عنصرهای اصلی با استفاده از روش XRF و عنصرهای کمیاب با استفاده از ICP-MS تجزیه شدند. داده‏‌های به‏‌دست‏‌آمده از تجزیه در جدول 1 آورده شده‏‌اند. همچنین، شمار 2 نمونه نیز برای ارزیابی دقت و صحت داده‏‌ها، به‌طور تکراری تجزیه شده‏‌‏‌اند. دقت محاسبه‌شده برای عنصرهای اصلی برابربا 06/0 درصد و برای عنصرهای کمیاب برابربا 5/6 درصد است. در رسم نمودارها از نرم‏‌افزارهای CorelDraw و GCDkit بهره گرفته شد. نقشة زمین‏‌شناسی منطقه نیز با نرم‌افزار ArcGIS10.7.1 تهیه شد.

 


جدول 1- داده‌های خام تجزیة نمونه‏‌های دایک‏‌های داسیتوییدی میرآباد (عنصرهای اصلی به روش XRF و برپایة درصدوزنی و عنصرهای فرعی و کمیاب به روش ICPMS و برپایة ppm به‌دست‌آورده شده‌اند)

Rock Type

Andesite

Andesite

Andesite

Andesite

Trachy-Andesite

Basaltic-Andesite

Dacite

Dacite

Dacite

Rhyodacite

SiO2

57.26

58.91

60.93

55.95

53.78

54.73

58.5

56.21

60.52

62.81

TiO2

0.55

0.5

0.47

0.53

0.62

0.52

0.53

0.58

0.4

0.49

Al2O3

16.57

17.65

17.51

19.29

17.07

15.95

17.92

18.3

17.5

18.07

Fe2O3

5.43

4.24

4.66

5.37

6.3

6.26

5.36

5.51

3.87

3.09

MnO

0.09

0.03

0.09

0.09

0.08

0.09

0.09

0.11

0.08

0.04

MgO

3.82

1.99

1.97

2.69

5.08

6.48

2.6

3.64

2.02

2.05

CaO

6.95

5.91

5.77

6.62

9.19

7.31

5.53

4.45

5.03

4.95

Na2O

2.99

3.15

3.65

3.76

2.56

6.03

3.67

3.65

4.04

3.96

K2O

1.9

1.61

2.58

2.69

1.03

0.16

2.15

2.37

2.93

2.19

P2O5

0.13

0.17

0.11

0.15

0.11

0.02

0.14

0.15

0.11

0.14

BaO

0.07

0.05

0.08

0.08

0.05

< 

0.08

0.09

0.09

0.1

SO3

0.05

2

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

0.37

<0.05

<0.05

LOI

4.00

3.78

2.17

2.78

4.10

2.42

3.43

2.48

3.31

2.11

Total

99.78

99.91

99.82

99.83

99.84

99.80

99.83

99.34

99.73

99.86

Li

32

14

15

30

19

<1

53

18

39

18

Sc

14.5

7.6

7.9

10.3

20.4

29.6

9.3

14

7.5

8.8

V

86

63

58

72

120

163

55

100

56

68

Ni

15

6

6

7

26

37

6

32

11

9

Zn

67

74

65

92

60

21

90

117

76

73

Se

0.87

1.14

2.41

1.55

<0.5

1.02

0.74

2.03

1.73

1.25

Rb

52

46

76

60

19

<1

76

68

79

41

Sr

405.3

377.5

462.9

560.8

390.2

78.2

462.8

633.2

525.6

461

Y

15.2

17.4

18

20.8

16.8

13.9

15.7

16.8

17

16.9

Zr

67

20

36

115

69

27

64

56

40

27

Nb

10.4

10.1

12.3

14.5

6.8

1.2

12.2

8.7

16.5

10.1

Mo

<0.1

0.7

0.1

<0.1

0.7

<0.1

0.3

0.1

<0.1

0.7

Sn

1.9

3.3

2

1.6

2.1

0.5

1.9

2.1

1.7

3.5

Sb

0.9

3.3

0.6

1.5

5.6

<0.5

0.6

1.6

0.9

1.5

Te

0.18

0.17

0.14

0.18

0.18

0.29

0.27

0.35

0.13

0.18

Hf

2.9

2.8

3.0

3.7

2.7

3.0

3.8

2.2

3.6

3.4

Ta

1.05

0.94

1.2

1.19

0.84

0.31

1.18

0.92

1.57

0.95

W

1.5

1.3

1.5

1.6

1.3

<1

1.8

2.6

1.4

1.7

Pb

19

30

22

13

16

4

28

44

63

73

Ti

0.31

0.64

0.84

0.4

0.3

<0.1

0.41

0.48

0.54

0.41

La

26

25

30

30

18

4

29

30

26

30

Pr

5.16

5.37

5.87

6.1

3.73

1.03

6.04

5.62

5.2

5.68

Nd

19.2

20.3

20.9

22.4

14.7

4.8

22.5

19.9

18.7

19.7

Sm

3.37

3.68

3.59

3.88

2.62

1.16

4

3.5

3.34

3.45

Tb

0.44

0.57

0.52

0.56

0.46

0.33

0.52

0.49

0.48

0.5

Tm

0.24

0.29

0.3

0.35

0.31

0.26

0.25

0.27

0.28

0.3

Yb

1.7

1.8

2

2.4

2.1

1.9

1.6

1.9

1.8

1.7

Lu

0.25

0.26

0.29

0.43

0.27

0.27

0.24

0.24

0.37

0.26

Th

8.99

7.83

12.06

9.23

6.45

0.74

10.6

12.37

9.78

10.41

U

1.9

1.2

2.2

2.3

1.5

0.1

2.1

2.2

1

2.1

 

 

 

زمین‏‌شناسی

منطقه میرآباد در پهنة جوش‏‌خوردة سیستان (Tirrul et al., 1983) جای دارد (شکل‌های 1- A و 1- B). در این پهنه، مجموعه‏‌‏‌ای از سنگ‏‌های افیولیتی کرتاسة پسین، فلیش‏‌های ائوسن و رخنمون‏‌های از سنگ‏‌های آذرین درونی و بیرونی اُلیگومیوسن دیده می‏‌شوند که بیشترشان گسل‌خورده هستند ( Tirrul et al., 1983; Walker et al., 2009; Pang et al., 2012, 2013; Kheirkhah et al., 2015; Camp and Griffis, 1982).

مجموعه‏‌های افیولیتی کرتاسه پسین از کهن‏‌ترین سنگ‏‌ها در منطقه میرآباد به‌شمار می‌روند. بیشتر این سنگ‌ها سرپانتینیتی و خُرد شده‏‌اند، نهشته‏‌های فلیشی ائوسن دربردارندة شیل، ماسه‏‌سنگ، سیلت‌ستون، مارن، سنگ‏‌های آهکی و سنگ‏‌های نیمه‌آتشفشانی هستند. واحد فلیشی گستره‌ترین واحد در منطقه و میزبان دایک‏‌ها است. دایک‏‌های منطقه ترکیب سنگ‏‌شناسی داسیتی تا آندزیتی دارند و روندهای غالب شمال‌خاوری- جنوب‌باختری دارند. در بخش جنوب‌خاوری منطقه، این دایک‌ها روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری نشان می‌دهند. نقشة زمین‏‌شناسی این منطقه با مقیاس 1:20000 در محیط نرم‏‌افزار GIS و برپایة بازدیدهای صحرایی‏‌، تصویرهای ماهواره‏‌ای، نقشه‏‌های زﻣﯿﻦ‌ﺷﻨﺎﺳﯽ 1:250000 ﺧﺎش (Ghandchi and Afsharian, 1994) و 1:100000 نوک‌آباد (تهیه‌شده به‌دست Sahandi و Afsharian (1984) تهیه شد (شکل 2).

 

 

 

شکل 1- A) واحدهای اصلی تکتونواستراتیگرافی ایران (Stӧcklin, 1974) (Al: پهنة البرز؛ UDB: کمربند ارومیه- دختر؛ SSZ: پهنة سنندج- سیرجان؛ Za: پهنة زاگرس؛ Mp: پهنة مکران؛ Lu: بلوک لوت؛ Tb: بلوک طبس؛ Yz: پهنة یزد؛ Kd: پهنة کپه‌داغ؛ Gb: کویر بزرگ؛ Al: پهنة البرز؛ Pb: پهنة پشت‌بادام؛ AJT: پهنة انارک- جندق؛ EIR: پهنة خاور ایران)؛ B) پهنه‌های ساختاری خاور ایران، اصلاح شده پس از Ghodsi و همکاران (2016) (Tf: تفتان؛ Bz: بزمان؛ Ks: کوه‌سلطان؛ BGC: گرانیت کالک‌آلکالن بزمان)

 

شکل 2- نقشة زمین‏‌شناسی منطقه، بازترسیم‌شده در محیط GIS و برپایة ﻧﻘشة زﻣﯿﻦﺷﻨﺎﺳﯽ 1:100000 نوک‌آباد (Sahandi and Afsharian, 1984)

 

 

در مجموعه‏‌های افیولیتی کرتاسه پسین، هارزبورژیت‏‌های سرپانتینیتی‌شده (شکل 3- A)، اسپیلیت‏‌ها و به مقدار کم، بازالت‏‌های بالشی از کهن‏‌ترین گروه‌هاید سنگی منطقه‏‌ به‌شمار می‌روند. این سنگ‌ها بیشتر در بخش‏‌های مرکزی منطقه دیده می‏‌شوند (شکل 2). واحدهای فلیشی معمولاً به رنگ تیره هستند و بلندترین ارتفاعات منطقه را دربر می‏گیرند. آنها عموماً چین‌خورده هستند و تناوبی از شیل و ماسه‌سنگ دارند (شکل 3- B). این گروه‌های سنگی در برخی بخش‌ها تا درجة کم دگرگون شده‌اند و با اسلیت و فیلیت جایگزین شده‌اند. در منطقه میرآباد، دایک‏‌ها معمولاً به‌صورت متقاطع‌ هستند، هرچند روندهای شمال‌خاوری- جنوب‌باختری فراوان‌تر هستند (شکل 3- C). همچنین، معمولاً شیب‌های متفاوتی دارند. بیشتر این دایک‏‌ها با مجموعه‏‌های فلیشی چین خورده‌اند و نسبت به فلیش‌ها شگستگی‏‌های فراوان‏‌تری دارند. دایک‏‌های منطقه به درازای نزدیک به 10 کیلومتر و ستبرای میانگین 5 متر هستند. در نمونه‏‌های صحراییِ این سنگ‏‌ها، کانی‏‌های پلاژیوکلاز و گاه هورنبلند یا بیوتیت دیده می‌شود. در برخی بخش‌ها، تکه‌هایی از سنگ‏‌های میزبان (به‌صورت انکلاو) در دایک‏‌ها دیده می‌شود. بیشتر انکلاوها متاپلیتی هستند و دربردارندة به‌ترتیب سه بخشِ متاپلیتی، سورومیکاسه و هورنفلسی‌شده هستند (شکل 3- D). بخش‏‌های حاشیة انکلاوها بیشتر هورنفلسی و بخش‌های درونی آنها کمتر دگرگون شده‌اند.


 

 

شکل 3- تصویرهای صحرایی از: A) واحدهای الترامافیک که بیشتر ترکیب هارزبورژیت سرپانتینیتی‌شده دارند؛ B) واحدهای فلیشی منطقه با ترکیب بیشتر شیل و ماسه‌سنگ؛ C) دایک‏‌های آندزیتی و داسیتی درون واحدهای فلیشی منطقه؛ D) نمایی نزدیک از انکلاوهای متاپلیتی در دایک‏‌ها (با سه بخش به‌ترتیب: (1) متاپلیتی، (2) بخش سورومیکاسه (بخشی از متاپلیت است)، (3) بخش هورنفلسی‌شده

 


سنگ‌نگاری

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، ترکیب سنگ‌شناختی دایک‏‌های میرآباد بیشتر داسیت، آندزیت و به مقدار کم تراکی‌آندزیت و ریوداسیت است و بیشتر آنها از کانی‏‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و هورنبلند ساخته شده‌اند.

آندزیت‌ها: در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره هستند و بافت غالب پورفیری نشان می‌دهند. این سنگ‌ها دربردارندة کانی‏‌های پلاژیوکلاز (50 تا 70 درصدحجمی) با منطقه بندی و به دو صورت درشت‌بلور و ریز‌بلور در زمینه هستند. بلورهای درشت به اندازة 1 تا 6 میلیمتر و تخته‏‌ای‌شکل، نیمه‌شکل‌دار با ماکل پلی‏‌سینتتیک، آلبیتی و پریکلین هستند (شکل 4- A). ریزبلورهای سازندۀ زمینه نیز به اندازة 2/1 میلیمتر هستند. برپایة زاویۀ خاموشیِ 10 تا 26 درجه، این کانی‌ها از نوع آندزین- الیگوکلاز هستند. بیوتیت و هورنبلند (10 تا 15 درصدحجمی)، نیمه‌شکل‌دار و در بیشتر موارد در پی رویداد دگرسانی، به کانی‏‌های ثانویه‏‌ای مانند کلریت، اپیدوت و کانی‌های کدر تجزیه شده‌اند (شکل 4- B). کوارتز (10 درصدحجمی)، به‌صورت بی‌شکل در زمینه سنگ و یا درشت‌بلور به‌صورت انحلال و با طرح خلیجی دیده می‌شود (شکل 4- B).

تراکی‌آندزیت‏‌ها: ترکیب کانی‌شناختی این سنگ‌ها همانند آندزیت‌هاست؛ اما این سنگ‌ها بافت جریانی (تراکیتی) نشان می‌دهند (شکل 4- C).

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از دایک‏های میرآباد: A) کانی‏‌های پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سنتتیک و کلسیت های ثانویه در دایک آندزیتی؛ B) کانی‌های کوارتز خلیجی، پلاژیوکلاز و و کلریتی که جانشین هورنبلند شده است در داسیت؛ C) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز شکل‌دار با منطقه‌بندی و هورنبلندهای شکل‌دار در تراکی‌آندزیت؛ D) کانی‌های درشت کوارتز با خلیج خوردگی و پلاژیوکلاز با منطقه‌بندی و بافت غربالی در دایک‏‌ داسیتوییدی (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010): Pl: پلاژیوکلاز؛ Qz: کوارتز، Hbl: هورنبلند؛ Cc: کلسیت؛ Chl: کلریت)


 


داسیت‏‌ها: در نمونة دستی، این سنگ‏‌ها به رنگ خاکستری روشن دیده می‏‌شوند و در مقاطع میکروسکوپی، کانی‏‌های پلاژیوکلاز، هورنبلند و کوارتز دارند. پلاژیوکلاز‌ها (50 تا 60 درصدحجمی)، به دو صورت درشت‌بلور در اندازۀ میانگین 1 تا 6 میلیمتر، تخته‏‌ای‌شکل و ریزبلورهای سازندۀ زمینه به اندازة میانگین 2/0-1/0 میلیمتر هستند. درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها منطقه‌بندی و بافت غربالی دارند (شکل 4- D). کلسیت و سریسیت محصول دگرسانی این کانی‌ها هستند. هورنبلند با درصدحجمی تا 10 درصدحجمی و اندازۀ 5/0 میلیمتر در این سنگ‌ها دیده می‌شود. این کانی به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‏‌شود و بیشتر به کانی‏‌های ثانویه‏‌ای مانند کلسیت و کانی‏‌های کدر دگرسان شده است. کوارتزهای دیده‏‌شده در این سنگ‏‌ها بی‌شکل هستند و بیشترشان خلیج خوردگی دارند (شکل 4- D). در برخی از این سنگ‏‌ها، مقدار این کانی فراوان است؛ به‌گونه‏‌ای‌که سنگ را می‌توان «ریوداسیت» نامید.

 

زمین‌شیمی

در نمودار رده‏‌بندی شیمیایی سنگ‏‌های آذرین (TAS)، ترکیب شیمیایی دایک‏‌ها در محدودة سنگ‏‌های آندزیتی و سری ماگمایی ساب‌آلکالن (شکل 5) و در نمودار تعیین سری ماگمایی (AFM)، در سری ماگمایی کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرد (شکل 6). در نمودار اندیس آلومینیم (Shand, 1943)، دایک‏‌های بررسی‌شده بیشتر متاآلومینوس هستند و تنها 2 نمونة آنها کمی به پرآلومینوس گرایش دارند (شکل 7)؛ آن هم شاید پیامد دگرسانی این نمونه‌ها باشد.

 

 

 

شکل 5- ترکیب شیمیایی دایک‏های داسیتوییدی میرآباد روی نمودار رده‌بندی سنگ‏‌های آذرین (Middlemost, 1994)


 

 

الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Thompson, 1982) برای این نمونه‏‌ها در شکل 8 آورده شده است. عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) با شیب کمابیش تند و کاهنده تا 10 برابر مقادیر اولیه‌شان به ترکیب کندریت غنی‏‌شدگی نشان می‌دهند. عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) نیز غنی‏‌شدگی ضعیف و الگوی موازی و کمابیش مسطح را نشان می‏‌دهند (شکل 8).

 

 

 

 

  

شکل 6- ترکیب شیمیایی دایک‏های داسیتوییدی میرآباد روی نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 

شکل 7- ترکیب شیمیایی دایک‏های داسیتوییدی میرآباد روی نمودار اندیس اشباعی از آلومینیم (Shand, 1943) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 

 

شکل 8- ترکیب شیمیایی دایک‏های داسیتوییدی میرآباد در نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب ‌بهنجارشده به ترکیب کندریت (Thompson, 1982) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است)


 

 

الگوی هم‌روند نمونه‏‌ها نسبت به‌هم شاید نشان‏‌دهندة خاستگاه یکسان (Wilson, 1980) برای سنگ‏‌های منطقه باشد. آنومالی مثبت و قوی Pb و Cs (شکل 9) چه‌بسا پیامد آلایش است (Wilson, 1989). این ویژگیِ سنگ‏‌های بررسی‌شده شاید پیامد آلایش با پوسته (حضور انکلاوهای متاپلیتی) باشد. توقف کوتاه‌مدت ماگما و حتی گذر ماگما از پوستة قاره‏‌ای به‌همراه سیال‌های درون‌قاره‏‌ای و هضم مواد پوسته‏‌ای به‌دست ماگما این‌گونه ناهنجاری‏‌ها را به دنبال دارد (Wayer et al., 2003; Wang et al., 2003).

 

 

 

شکل 9- ترکیب شیمیایی دایک‏های داسیتوییدی میرآباد روی نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتۀ اولیه (Pearce, 1983) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 


به باور Kurt و همکاران (2008)، تهی‏‌شدگی از Nb و غنی‏‌شدگی از LILE و LREE پیامد غنی‏‌شدگی ماگماهای برخاسته از گوشته (سیال‌های فرورانشی) و یا آلایش پوسته‏‌ای هستند. این تغییرات که به‌خوبی در شکل‏‌های 8 و 9 دیده می‏‌شوند، از ویژگی‏‌های پهنه‌های فرورانش هستند و در پی نبود تحرک و بجاماندن آنها در تختة فرورو (subducting slab) روی داده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که این عنصرها به سیال‌های آزادشده از تخته وارد نمی شوند (Avanzinelli et al., 2009; Wilson, 1989; Rollinson, 1993). در هنگامِ دگرگونی و آب‌زدایی پوستۀ اقیانوسی فرورو در پهنه‌های فرورانش و در پایان، ذوب‏‌بخشی صفحۀ فرورو، این عنصرهای کم تحرک در فازهای دیرگدازِ تفالۀ دیرگداز (مانند: تیتانیت، ایلمنیت، روتیل، اسفن، آپاتیت و زیرکن) یه‌جای می‏‌مانند؛ زیرا عنصرهای یادشده در این فازها بسیار سازگار هستند (Hawkesworth et al., 1991; Khan et al., 1993; Castillo et al., 2006). تمرکز عنصرها در بخش پوسته‏‌ای بسیار اندک است. پس مشارکت پوسته‏‌ای در پیدایش سنگ‌های جداشده از خاستگاه گوشته‏‌ای نیز آنومالی منفی این عنصرها در نمونه‌ها را پدید می‌آورد. در کل، عنصرهای HFS نسبت به عنصرهای LIL تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل‌های 8 و 9). یکی از دلایل این تهی‏‌شدگی در عنصرهای HFS، نامحلول‌بودن این عنصرها در آب است؛ ازاین‌رو، توانایی انتقال به‌همراه سیال‌های پدیدآمده از آبزدایی سنگ‏‌کرة اقیانوسی به گوة گوشته‏‌ای را ندارند (Tatsumi et al., 1986; Keppler, 1996; Munker et al., 2004). همچنین، تهی‏‌شدگی از عنصرهای HFS نسبت به عنصرهای LIL چه‌بسا در پی آلودگی با پوستۀ قاره‏‌ای نیز پدید می‌آید (Parat et al., 2005). ازاین‌رو، ماگمای سازندۀ این سنگ‏‌ها پس از پیدایش، دچار تحولات ماگمایی و آلایش پوسته‏‌ای شده است.

 

بحث

نمودار شناسایی محیط‏‌های تکتونوماگمایی (شکل 10- A) که دو محیط درون‌صفحه‏‌ای و کمانی را از هم جدا می‏‌کند، بیشتر برای سنگ‏‌های با طبیعت آتشفشانی شوشونیتی به‌کار برده می‏‌شود؛ اما از آن برای سنگ‏‌های آتشفشانی حد واسط نیز بهره گرفته شده است. سنگ‏‌های بررسی‌شده در این نمودار در گسترة سنگ‌های کمانی جای می‏‌گیرند. Pearce و همکاران (1984) نمودار Y دربرابر Nb را بیشتر برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش گرانیت‏‌ها پیشنهاد کرده‌اند؛ اما Garcia و همکاران (2008) این نمودار را برای سنگ‌های آتشفشانی فلسیک و حد واسط نیز به‌کار برده است. در این نمودار، نمونه‏‌ها در محدودۀ کمان آتشفشانی و همزمان با برخورد جای می‏‌گیرند (شکل 10- B).

 

 

 

شکل 10- ترکیب شیمیایی دایک‏های داسیتوییدی میرآباد روی: A) نمودار درصدوزنی Al2O3 دربرابر TiO2 (Muller and Groves, 1992)؛ B) نمودار Nb دربرابر Y (برپایة ppm) (Pearce et al., 1984) (WPG: گرانیت‌های درون‌قاره؛ ORG: گرانیت‌های پهنه‌های کوهزایی؛ VAG+Syn COLG: گرانیت‌های پهنه‌های کمانی و همزمان با برخورد) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 

 

نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1996; Wilson, 2007) برای بررسی نقش فرایند متاسوماتیسم در تحول سنگ‏‌های آتشفشانی به‌کار برده می‌شود. معمولاً نسبت‌های Th/Yb و Ta/Yb تحت‌تأثیر جدایش بلورین یا ذوب‌بخشی (که در آن پیروکسن و فلدسپارها به‌صورت فازهای اصلی با بجامانده هستند) قرار نمی‌گیرند (Wilson, 2007). ازاین‌رو، فراوانی این عنصرها ترکیب سنگ خاستگاه ماگما یا هضم سنگ‌های پوسته به‌دست ماگما یا متاسوماتیسم ناحیه خاستگاه که با فرایندهای فرورانش انجام می‌شود را نشان می‌دهد (Pearce, 1983; Wilson, 1980).

همان‏‌گونه‏‌که در شکل 11- A دیده می‌شود، نمونه‌ها در روند غنی‌شدگی با روند متاسوماتیسم خاستگاه گوشته‏‌ای و آلایش پوسته‏‌ای جای می‏‌گیرند. پس گمان می‏‌رود شاید سیال‌های برخاسته از تختة فرورو (اقیانوس نئوتتیس) و آلایش پوستة قاره‏‌ای در تحول سنگ‏‌های منطقه نقش داشته‌اند. برای شناخت نقش مؤلفه های پوسته‏‌ای در تحولات ماگمایی، نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Liu and Shang, 2014) به‌کار برده شده است. در این نمودار، نسبت با افزایش Ce، مقدار Ce/Yb در سنگ افزایش می‌یابد. این ویژگی نشانة تأثیر مؤلفه‌های پوسته‏‌ای در سنگ‏‌های منطقه است (شکل 11- B). همچنین، در نمودار Nb/Y دربرابر Rb/Y (شکل 11- C)، نمونه‌ها بالای خط Y/Rb=1 جای می‌گیرند. این ویژگی نشان‏‌دهندة آلودگی پوسته‏‌ای است. ازاین‌رو، گمان می‏‌رود مؤلفه‏‌های پوسته‏‌ای در پیدایش و تحول ماگما دخالت داشته‌اند. پس چه‌بسا پیدایش این دایک‌ها پیامد فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس (اقیانوس سیستان) به زیر بلوک افغان و همزمان با ماگماتیسم باشد.

 

 

 

شکل 11- ترکیب شیمیایی دایک‏های داسیتوییدی میرآباد روی: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1996)؛ B) نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Liu and Shang., 2014)؛ C) نمودار Nb/Y دربرابر Rb/Y (Temel et al., 1998) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 


برداشت

در این نوشتار، سنگ‏‌شناسی، زمین‏‌شیمیایی و خاستگاه دایک‏‌های داسیتوییدی منطقه میرآباد ارزیابی و بررسی شد. از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، این دایک‌ها بیشتر ترکیب آندزیتی و داسیتی دارند و بیشترشان متاآلومین و کالک‌آلکالن هستند. برپایة داده‌های زمین‏‌شیمیایی مانند غنی‌شدگی از عنصرهای LREE نسبت به HREE، آنومالی منفی شاخص Nb و غنی‏‌شدگی از عنصرهای LIL، این‌گونه تعمیم داده می‏‌شود که ماگمای سازندة دایک‌های منطقه میرآباد به پهنه‏‌های فرورانشی وابسته است. نمودار Ce دربرابر Ce/Yb، غنی‏‌شدگی چشمگیر Pb و داشتن انکلاوهای متاپلیتی نشان‌دهندة نقش آلایش پوسته‏‌ای هنگام پیدایش ماگمایی سازندة این دایک‌ها هستند. برپایة آنچه دربارة این دایک‏‌ها گفته شد، گمان می‏‌رود ماگمای سازندة این دایک‏‌ها از گوة گوشته‏‌‏‌ای بالای تختة فرورو که معمولاً تحت‌تأثیر سیال‌های آزادشده از تختة فرورو و عنصرهای موجود در آن (مانند: سیلیسیم، پتاسیم و سدیم) قرار می‏‌‏‌گیرند، چنین ماگماهایی را پدید می‌آورند. پس پیدایش این دایک‏‌ها همزمان با ماگماتیسم و فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس میان بلوک‏‌های لوت و افغان روی داده است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان مقاله از معاونت پژوهشی دانشگاه سیستان و بلوچستان برای پشتیبانی‌های مالی و معنوی و داوران گرامی که برای بررسی این نوشتار وقت گذاشتند، بسیار سپاس‌گزارند.

 

 

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.
Camp, V. E. and Griffis, R. J. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos 15(3): 221-239.
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.
Emerman, S. H. and Marret, R. (1990) Why dikes? Geology 18(1): 231-233.
Farrokhnejad, M. and Ahmadi, A. (2011) Petrography and Mineralogy of Ultramafic Xenoliths of the Lar Complex, Zahedan, Eastern Iran. 15th Iranian Geological Society Conference, Tehran, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).
Garcia, T. S., Quesada, C., Bellido, F., Dunning, G. R. and Tanago, J. G. (2008) Two-step magma flooding of the upper crust during rifting: The early Paleozoic of the Ossa Morena zone (SW Iberia), Tectonophysics 461 (4), 72-90.
Ghandchi, M. R. and Afsharian, A. (1994) Geological map Khash quadrangle (1: 250000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Ghodsi, R., Boomari, M., Bagheri, S. (2016) Geochemistry zircon U-Pb age and tectonic constraints on the Bazman granitoid complex, southeast Iran. Turkish Journal of Earh Sciences 25: 311-340.
Hastie, W. W., Watkeys, M. K. and Aubourg, C. (2014) Magma flow in dyke swarms of the Karoo LIP: Implications for the mantle plume hypothesis. Gondwana Research 25: 736-755.
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.
Irene, M. and Raposo, B. (2020) Emplacement of dike swarms from the island of Ilhabela (SE Brazil) and its relationship with the South Atlantic Ocean opening revealed by magnetic fabrics. Physics of the Earth and Planetary Interiors 301(1): 3-72.
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) Aguide to the chemical classification of the common rock. Canadian Journal of Earth Sciences 8(5): 523-548.
Kananian, A., Rezaei Kohkhaei, M. and Ismaili, M. (2006) Lithology and tectonic location of the Lakhshak Granite pluton, North-west of Zahedan. Iranian Journal of Earth Sciences 65: 126-143.
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 of London, UK.
Kheirkhah, M., Neill, M. I. and Allen, M. B. (2015) Petrogenesis of OIB-like basaltic volcanic rocks in a continental collision zone: Late Cenozoic magmatism of Eastern Iran. Journal of Asian Earth Sciences 106: 19–33.
Kord, M., Ghasemi, H. and Sadeghian, M. (2004) Petrography, geochemistry and petrology of dykes in Zahedan granitoid pluton, 8th Iranian Geological Society Conference, Shahroud University, Shahroud, Iran.
Kurt, H., Asan, K. and Ruffet, G. (2008) The relationship between collision-related calcalkaline, andwithinplate alkaline volcanism in the Karacadag Area (KonyaTurkiye, Central Anatolia). Chemie der Erde 68: 155–1766.
Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews 37: 215–224.
Muller, D. and Groves, D. L. (1997) Potassic igneous rocks and associated Gold-copper Mineralization. Second Updated and Enlarged Edition Springer.
Munker, C., Worner, G., Yogodzinski, G. and Churikova, T. (2004) Behaviour of high field strength elements in subduction zones: constraints from Kamchatka-Aleutian arc lavas. Earth and Planetary Science Letters 224: 275–293.
Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y., Chu, C. H., Lee, H. Y. and Lo, C. H. (2013) Eocene–Oligocene post-collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Lithos 180-181: 234-251.
Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Yang, H. M., Chu, C. H., Lee, H. Y. and Lo, C. H. (2012) Age, geochemical characteristics and petrogenesis of late Cenozoic intraplate alkali basalts in the Lut–Sistan region, eastern Iran. Chemical Geology 306-307: 35-40.
Parat, F., Michael, A., Dungan, and Peter, W. and Lipman, M. (2005) Contemporaneous Trachyandesitic and Calc-alkaline Volcanism of the Huerto Andesite, San Juan Volcanic Field, Colorado, USA. Journal of Petrology 45(46): 859-891.
Pearce, J, A. (1996) A user's guide to basalt discrimination diagrams. In: Trace element geochemistry of volcanic rocks: applications for massive sulphide exploration (Ed. Wyman, D. A.) Short Course Notes, 4(12): 79-113. Geological Association of Canada.
Pearce, J. A. (1983) Role of the Sub-Continental Lithosphere in Magma Genesis at Active Continental Margins. In: continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva, Nantwich.
Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagram for the tectonic interpretation of granitic rockes. Journal of Petroliuom 18(25): 956-980.
Petfor, N., Crunden, A. R., McCaftrey, K. J. W. and Vigneresse, J. L. (2000) Granite magma formation, transport and emplacement in the Earth's crust. Nature 408: 669-673.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evolution, Presentation, interpretation. Longman, Singapore.
Sadeghian, M. (2004) Magmatism, metallogeny and the mechanism of Zahedan granitoid replacement. M. Sc. Thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (In Persian).
Sadeghian, M. and Valizadeh, M. (1996) Petrogenesis of the Alvand granitoid pluton. Iranian Journal of Geoscience 5(19): 14-31 (in Persian).
Sahandi, M. R. and Afsharian, F. (1984) Geological map of Nokabad quadrangle (1:100,000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks, their genesis, composition, classification, and their relations to ore - deposits. John Wiley & Sons Inc., New York, US.
Stӧcklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: The geology of continental margins (Eds. Burke, C. A. and Drake, C. L.) 16: 873–887. Springer, NewYork, US.
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.
Temel, A., Gündoğdu 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 Research 85: 327-354.
Thompson, R. N. (1982) Magmatism of the British Tertiary Volcanic province. Scottish Journal of Geology 18: 49-107.
Tirrul, L., Bell, I. R., Griffis, R. J. and Camp, V. E. (1983) Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 94: 134-150.
Walker, R. T., Gans, P., Allen, M. B., Jackson, J., Khatib, M., Marsh, N. and Zarrinkoub, M. (2009) Late Cenozoic volcanism and rates of active faulting in eastern Iran. Geophysical Journal International 177: 783–805.
Wang, Y., Fan, W. and Guo, F. (2003) Geochemistry of early Mesozoic potassium-rich diorites granodiorites in southeastern Hunan Province, South China: Petrogenesis and tectonic implications. Geochemical Journal 37: 427-448
Wayer, S., Munker, C. and Mezger, K. (2003) Nb/Ta, Zr/Hf and REE in the depleted mantle: implications for the diferentiation history of the crust-mantle system. Earth and Planetary Science Letters 205: 309-324.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185–187.
Wilson, M. (1980) Petrogenesis of the Paleoproterozoic basalt–andesite–rhyolite dyke association in the Caraj´as region, Amazonian craton. Lithos 43: 235–265.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis. Unwin and Hyman, London, UK.
Wilson, M., (2007) Igneous petrogenesis, a global tectonic approach. Springer Netherlands, London, UK.
 

Files

History

  • Receive Date: 28 February 2020
  • Revise Date: 16 May 2020
  • Accept Date: 30 May 2020

Share

How to cite

Statistics